Глава 1. Проблемы тектонической терминологии дна Атлантического океана.

Для создания легенд к картам геолого-геофизического содержания автором была поставлена задача подробно рассмотреть особенности терминологии в области морской геологии и тектоники Атлантического океана. Подчеркнуто, что еще на начальных этапах исследования при описании подводных объектов были созданы две взаимно дополняющие друг друга системы терминологии - геоморфологическая и тектоническая. Существительное сопровождалось прилагательным, которое (или которые) отмечало ориентацию объекта по отношению к простиранию океана ("поперечный порог"), к САХ ("поперечные провалы вала"); его расположение в пространстве ("срединный хребет") или глубину относительно поверхности воды ("глубоководная котловина"). Эти принципы используются и в настоящее время (например - "поперечный хребет", "косой разлом"), что является особенностью формирования тектонических терминов для дна океанов.
К концу 60-х годов оформляется новый блок терминов, который был необходим для обслуживания вполне определенной геодинамической модели, причем для очень мелкомасштабных построений (1: n10 млн.). В связи с внедрением в начале 80-х годов в научную практику МЭ и изменением масштабов исследований (1:1 млн. и крупнее) многие введенные ранее термины требуют уточнения. В настоящий момент тектоническая терминология океанов находится в развитии, что обусловлено стремительным картированием океанического дна новыми методами и прежде всего МЭ нового поколения, сонарами и погружаемыми аппаратами. Посылкой к развитию терминологии служат открытия новых объектов и (или) существенные уточнения строения давно известных.
Возврат к началу

Глава 2. Истоки представлений о строении дна Атлантического океана.

Определение основных направлений работы потребовало рассмотрения тектонических идей и представлений о строении дна Атлантического океана, начиная с конца ХIХ - первой половины ХХ века, - М.Мори, А.Вегенера, Э.Ога, Г.Штилле, А.Кобера, Т.Стокса, Г. Вюста, Р.Штауба и многих других. Особое внимание уделено становлению плитной тектоники в конце 60-х годов ХХ века (работы Р.Дица, Г.Хесса, Ф.Вайна и Д.Метьюза, Б.Хизена, Т.Уильсона и их последователей). Проанализированы также воззрения российских ученых - В.В.Белоусова, Г.Б.Удинцева, А.В.Пейве и некоторых других в середине 70-х годов. Более современные взгляды отражены, по мере необходимости, в остальных главах.
Показано, что крупные открытия в области теоретической тектоники океанов во многом зависят от развития технических средств и методов обработки эхолотных промеров. Предполагается, что изобретение МЭ (конец 70-х годов) знаменует новый этап в изучении дна океанов, что связано с накоплением информации, которая сможет быть обобщена геологами на новом уровне, возможно, уже в первое десятилетие XXI века.
Возврат к началу

Глава 3. Карты дна Атлантического океана геологического содержания. История и перспективы. База данных по Центральной Атлантике.

Создание карт дна Атлантического океана нового поколения геолого-геофизического содержания невозможно без обобщения опыта предшествовавших исследований в области тектонической картографии. Большинство соответствующих тектонических карт или схем, созданных до середины 70-х годов, имело преимущественно обзорный характер и масштабы 1:n10 млн. Рассматриваются проблемы создании геологических и тектонических карт дна Мирового океана на различных принципах, их масштабы и типы (Боголепов, Чиков, 1976; Зоненшайн и др.,1989; Ильин, 1978; Кропоткин, 1968; Кулиндышев, 1982; Макаренко, 1992; Муратов и др., 1972; Перфильев и др., 1996; Погребицкий и др., 1990; Пущаровский, 1971, 1972, 1981; Рудич, Удинцев, 1987; Тектоническая карта Мира, 1984, 1988, Appelgate, 1990; Dalaney et al., 1992; Embley et al.,1990; Emery, Uchupi, 1984; Hammond, 1990; Haxby,Weissel.,1986; Karson, 1982; Macdonald et al., 1986; Uchupi et al.,1976; и др.).
В последнее десятилетие в наземной геологии происходит широкое внедрение новых технологий при построении карт разного назначения и содержания. Можно ожидать, что и для океанических регионов в скором времени появятся тектонические карты нового поколения - цифровые многослойные конструкции, которые должны содержать в отдельных слоях (на листах) и фактический геолого-геофизический материал (положение станций, скважин, прокладки движения судов, результаты лабораторных исследований и т.д. и т.п., а также географические и иные названия), так и теоретические модели. Подобные серии карт должны издаваться как в виде многоцветных листов, так и на современных носителях информации (например, -лазерных дисках). По этому принципу для дна Атлантического океана и его континентального обрамления может быть создан мультимедийный макет тектонической карты, который позволит быстро переходить от региональных образов к средне-, а затем и крупномасштабным полигонам, представленными в любой проекции или масштабе.
Подробно рассматриваются принципы создания и содержание базы геолого-геофизических данных для центральной части Атлантического океана как неотъемлемого элемента при создании тектонических карт. Созданная база данных содержит информацию, с общим объемом более 6 Мб. Она имеет единый стержень - географическую привязку объектов, позволяющий составлять любые выборки или отчеты (например собрать все сведения о южном склоне трога разлома Кейн) разнообразного оформления и назначения. Для привязки безымянных объектов разработана система кодов, которая позволяет, с определенными оговорками, привязать любой объект в пределах САХ или абиссальных котловин. В базе предусмотрена возможность выборок и по координатам.
Возврат к началу

Глава 4. Структуры рифтовой зоны и активных частей трансформных разломов.

В главе приведена общая характеристика САХ, а также рассмотрены наиболее общие вопросы распределения пород в координатах 25° с.ш. -15° ю.ш.; 60° з.д. - 10° в.д. на основании опробования на 774-х станциях, более чем в 40 рейсах судов разных стран и организаций. Эта информация была систематизирована автором в виде специально разработанной базы данных, в которую вошли описания пород из опубликованной, отчетной литературы и личных наблюдений автора. В советских (российских) рейсах получение, первичную обработку каменного материала и (или) описания коллекций проводили сотрудники различных организаций: В.А. Акимцев, В.А. Гуцаки, Д.А. Дмитриев, Л.В. Дмитриев, Е.Н. Емельянов, С.К. Злобин, П.К. Кепежинскас, Л.Н. Когарко, В.Ю. Колобов, Н.А. Куренцова, Р.Г. Магакян, А.Н. Перцев, А.А. Пейве, Ю.Э. Ребайнс, Ю.Н. Разницин, А.А. Рихтер, С.А. Силантьев, С.Г. Сколотнев, В.А. Симонов, Н.М. Сущевская, М.П. Тепелев, Г.А. Третьяков, В.А. Турков, П.И. Федоров, А.Я. Шараськин, Г.С. Харин, О.П. Цамерян и многие другие. Сходный анализ приводился, насколько известно автору, в основном только для отдельных районов (Gorini, 1981, Строение ..., 1989, Строение ..., 1991 и др.). Вещественный состав разных типов пород Центральной Атлантики, их минералогия и геохимия охарактеризованы в работах Э. Бонатти, Х.Буго, Л.В.Дмитриева, А.А.Пейве, С.А.Силантьева, Соболева А.В., Сущевской Н.М., Ж.Шиллинга, многих других и в работе не рассматриваются.
Общая геологическая характеристика Срединно-Атлантического хребта между 16° с.ш. и экватором. Ультраосновные породы широко развиты (256 станций) в центральной Атлантике. Наиболее часто они драгировались в районе экватора (разлом Романш), в интервале глубин от 7300 до 800 м, а также - разломов Вима, Долдрамс-Вернадского и Зеленого Мыса. В Приэкваториальной области гипербазиты известны также выше уровня воды (скалы Св.Петра и Павла). В крест САХ их количество может существенно изменяться даже при одинаковой плотности опробования. Габброиды получены в 169 точках, их районы распространения и интервалы драгирования примерно совпадают с отмеченными для гипербазитов. Долериты установлены существенно реже (64 станции) в интервале глубин от 5440 до 1600 м. Сопоставление глубин, с которых драгировались долериты в разных разломах, показывает, что их положение от места к месту может значительно различаться. Можно предполагать, что дайковые и силловые комплексы в пределах САХ развиты неравномерно.

 

Рис.1. Глубины драгировок с гипербазитами и (или) серпентинитами в гребневой части Срединно-Атлантического хребта

В рифтовой зоне обычны находки свежих базальтов со стеклом (157 драг из 187). Помимо них, между 13° и 15°30’ с.ш., 3° и 6 ° с.ш., а также в сегментах рифта между разломами Романш - Сан-Паулу и Долдрамс - Вернадского, поднимались габбро и гипербазиты. Сравнение результатов опробования восточной и западной стенок рифтовых долин показывает, что в пределах первой несколько реже встречаются гипербазиты и габбро. Свежие базальты в обоих станках встречены примерно в одинаковом количестве драг. Приведенные данные подтверждают ранее высказанные представления (Пейве, 1991) о большой гетерогенности океанической коры в пределах САХ и ее многофазной тектонизации. Так, тестовый анализ распределения пород вдоль южного борта разлома Зеленого Мыса по данным 27 драгировок показывает значительные различия по глубинному положению гипербазитов. Свежие базальты (со стеклом) поднимались в разных количествах вдоль склона желоба с самых разнообразных глубин, в основном, с нижних частей склона. Несмотря на то, что САХ опробован неравномерно, и все приведенные данные следует рассматривать как предварительные, они дают обширную информацию для тектонического анализа, которая требует дальнейшей обработки. В заключение высказывается предположение, что гипербазиты, габбро, долериты, базальты могут незакономерно располагаться на различных уровнях океанической коры.
Строение Срединно-Атлантического хребта между 25° с.ш. и экватором. В главе приводится детальное описание рельефа и дается структурная интерпретация рифтовой зоны и активных частей трансформных разломов на основании крупномасштабных батиметрических карт, данных спутниковой альтиметрии и литературных источников (Геологические..., 1991, Перфильев и др., 1996, Строение..., 1989, Allerton et al., 1995, Cannat, Casey, 1995, Brown, Karson, 1988, Hussenoeder et al., 1997, Karson, Rona, 1990, Kong et al., 1994 и др.). На этой базе построены структурные карты для ряда участков хребта. Особая часть работы отведена описанию отдельных элементов строения осевой части САХ и трансформных разломов.

Карта разломных структур Центральной Атлантики. Чтобы получить лучшее разрешение щелкните на рис.

Рифтовая зона имеет прямолинейные и искривленные долины. Эшелонированность встречается редко. На тектонизированном дне долины могут располагаться впадины, вулканические аппараты центрального или трещинного типа, современные и палеогидротермальные системы. Продольные поднятия (неовулканические зоны) рифтовых долин представлены экструзиями и потоками базальтов, образующими вулканические структуры разной конфигурации. Удлиненные объекты могут располагаться параллельно или под некоторыми углами по отношению к бортам рифтовых долин. Последние представляют собой системы наклоненных блоков, которые в той или иной мере разбиты разрывными нарушениями. Рифтовая долина практически в каждом сегменте перегораживается поперечными порогами.
Рифтовая зона в ряде мест (например, разломы Меркурий, Романш) осложнена разломами, ориентированными под разными углами к простиранию рифта, а также вулканическими сооружениями центрального типа представляющими собой или полностью сформированные океанические острова (Вознесения, Буве) или подводные вулканические горы. Предполагается, что в осевой зоне САХ сохранились остатки и палео-рифтовых долин.
В работе обсуждается проблема соотношений рифтовых зон с океанскими разломами. В одних случаях они могут быть связаны через нодальные впадины (8 разных типов - Мазарович, Турко, 1994). В других нодальные впадины могут отсутствовать (восток активной части разлома Архангельского). В разломе Романш активная часть разлома не имеет отчетливой связи с рифтовыми зонами. В ряде мест можно предполагать проградацию (продвижение) рифта (разлом Вима).
Угловые поднятия представляют собой наиболее крупные поднятия в пределах осевой области срединно-океанического хребта Центральной Атлантики. В большинстве случаев они образуют крупные пики с минимальными глубинами в пределах хребта или иногда формируют обширные топографические поднятия (Severighaus, Macdonald, 1988).
Угловое поднятие на востоке разлома Зеленого Мыса было исследовано в нескольких научно-исследовательских рейсах, включая работу с подводным аппаратом (Строение..., 1989, Геологические..., 1991, Cannat, Casey, 1995, Перфильев и др., 1996). Оно возвышается над дном разломного трога на 2000 м, нодальной впадины - на 2800 м и рифтовой долины - 1500 м. Вершина горы слагается базальтами ниже которых располагаются серпентинизированные гарцбургиты, дуниты и верлиты с маломощными дайками и жилами габбро (Cannat, Casey, 1995). Другое угловое поднятие (гора Ферсмана) в разломе Марафон (Разницин и др., 1991) состоит из двух частей. Нижняя (глубины более 3800 м) сложена измененными и тектонизированными базальтами, долеритами и гипербазитами, верхняя - свежими базальтами. Восточное угловое поднятие зоны разлома Долдрамс имеет в плане изометричные очертания и здесь возвышается три вершины. Драгировки в 6 и 9-ом рейсах нис "Академик Николай Страхов", в 28-ом "Академик Вернадский" (Шнюков и др., 1989) и в P69-03 "Пиллсбери" (Bonatti et al., 1971) принесли серпентинизированные и (или) амфиболизированные перидотиты, гарцбургиты и лерцолиты, серпентиниты, тремолит-тальковые породы, в разной степени измененные габбро, долериты, родингиты, брекчии с обломками всех типов пород. С запада к поднятием смыкается протяженный хребет. Западное угловое поднятие зоны разлома Долдрамс представляет массив с крутыми западными и южными склонами. Проведенные драгировки на нис "Академик Николай Страхов" (6-ой рейс) и "Кейн (рейс К9) (Fox et al., 1973) показали, что здесь залегают габброиды и в разной степени измененные базальты.
Угловое поднятие на востоке активной части разлома Кейн (Auzende et al., 1993) на глубинах от 6000 до 2200 м сложено массивными и рассланцованными габбро. Они перекрыты потоками массивных и пиллоу-лав и прорваны долеритовыми дайками, выходящими на поверхность выше изобаты 2500 м и имеющими углы падения от 50° до 70°. Поднятие нарушено разломами, которые имеют субширотные или северо-западные простирания с углами падения от 25 до 50°. Восточное угловое поднятие разлома Хейс (Силантьев и др., 1995) сложено разнообразными габброидами, долеритами, литокластическими брекчиями с обломками этих же пород. Западное - амфиболитами и метагипербазитами, которые претерпели интенсивные тектонические дислокации - с образованием будинажа, сланцеватости и зеркал скольжения. Авторы предполагают, что в нормальный разрез океанической коры внедрялись габброиды верхних уровней в условиях стрессовых деформаций. Общий подъем пород, который оценивается на востоке в 6 км, а на западе в 12 км, произошел на фоне низкотемпературного метаморфизма.
Приведенные примеры показывают, что угловые поднятия имеют различный рельеф и слагаются различными комплексами пород, в разной мере деформированными и метаморфизованными, что вновь подтверждает большую геологическую гетерогенность океанической коры в пределах центральной части Атлантического океана. Эти морфоструктуры могут отстоять от оси рифтовой долины на разные расстояния. В ряде мест доказывается многоэтапность формирования угловых поднятий.
Сегментация Срединно-Атлантического хребта рассмотрена отдельно. Этот вопрос в последние годы занимает важное место в зарубежной литературе (например: Bonatti, 1986, Macdonald et al., 1993, Lin, 1991/1992 и другие). Кратко рассмотрев, сегментацию осевой части САХ, автор акцентирует внимание на существовании сегментации за пределами зоны спрединга. В единственной по этой проблеме работе (Kane, Hayes, 1992) показано, что в Южной Атлантике существуют "тектонические коридоры". Нам представляется, что эта идея, с изменениями, может быть применена и к центральной части Атлантического океана. Вместе с тем, наши выводы базируются не на "flow-lines", а на таких характеристиках как спутниковая альтиметрия, особенности рельефа и некоторых других. В связи с изменением подхода, мы полагаем, что вся океаническая кора в пределах Центральной Атлантики разделена на протяженные блоки (зоны), каждый из которых имеет специфические черты геолого-геофизического строения и ограничивается крупными нарушениями - разломами-терминаторами (Мазарович, 1994). Термин "тектонический коридор" в русском языке представляется неблагозвучным, и автор останавливается на термине "трансатлантическая зона", оставляя термин "сегмент" для описания неоднородностей в пределах осевой части САХ. В работе детально рассмотрено строение этих зон и показано, что они могут быть подразделены на части (подзоны?), которые обладают отличиями в строении рельефа и геофизических полей. Предлагается следующая зональность Центральной Атлантики между 16° с.ш. и экватором.
1. Трансатлантическая зона Зеленого Мыса - Сьерра-Леоне (15°20' и 6°30' с.ш.) характеризуется большим количеством разломов, расстояние между которыми (по гребню САХ) изменяется от 55 до 145 км. Восточнее и западнее оси спрединга Приэкваториальной Атлантики существуют две субпараллельные зоны изломов простираний пассивных частей трансформнных разломов. Общая конфигурация этих зон и характер нарушений позволяет предполагать существование соответствующих областей сдвиговых деформаций. Судя по тому, что с этими зонами не связаны современные эпицентры землетрясений можно предполагать, что они имели доголоценовый возраст формирования.
Для участка характерно максимальное разуплотнение ниже подошвы литосферы под гребнем САХ (Суетнова, Федорова, 1990), который здесь наиболее погружен в пределах Северной и Центральной Атлантики
2. Трансатлантическая зона севернее разлома Зеленого Мыса выделяется по увеличенному расстоянию между разломами и ширине самого хребта. Резко отличное строение имеет и гребневая часть САХ: рифтовая долина разбита на отдельные ячейки порогами, но т.н. нетрансформные смещения отсутствуют.
3. Трансатлантическая зона Сьерра-Леоне - Сан-Паулу имеет строение, отличное от вышеописанных, что неоднократно подчеркивалось в работах Г.Б.Удинцева с соавторами (последняя - Equatorial..., 1996). САХ имеет ширину лишь в 60-80 миль и ограничен зонами краевых дислокаций, за которыми находятся фланговые плато.
4. Трансатлантическая зона Сан-Паулу - Чейн является полосой с наиболее сложным и расчлененным рельефом и максимальными смещениями рифтовой зоны по разломам.
Тектоническое положение гидротермальных полей в Срединно-Атлантическом хребте (Rona, Scott, 1993) было сопоставлено с данными спутниковой альтиметрии (Sandwell, Smith, 1997) и распределением эпицентров землетрясений (1937-1997 г.г.) (каталог National Earthquake Information Center (США)). Установлено, что гидротермальные поля тяготеют к относительно стабильным (асейсмичным или слабо сейсмичным) частям рифтовых зон, которые совпадают с областями разрывов ("discontinuty").
Предполагается, что миграция растворов осуществляется в направлениях с наилучшими условиями проницаемости, т.е. согласно ориентации трещин вдоль простирания рифта. Места разгрузки в этом случае должны находиться в пределах наиболее стабильных участков, где существуют условия для долговременной (до десятков тысяч лет) устойчивой циркуляции гидротермальных растворов. Разрывы ("discontinuty"), видимо представляют собой участки с повышенной открытой пористостью и проницаемостью. Таким образом, локализация гидротермальных полей определяется в срединно-океанических хребтах с низкими скоростями спрединга. В заключение раздела показано положение районов в Срединно-Атлантическом хребте, между 30° с.ш. и 15° ю.ш., наиболее перспективных для открытия активных гидротермальных полей (южнее разлома Вознесения и некоторые другие).
Возврат к началу

Глава 5. Структура пассивных частей трансформных разломов.

Обработка данных спутниковой альтиметрии и сопоставление их с опубликованными материалами позволила построить новую карту разломных структур Центральной Атлантики (рис.2).
Основные черты строения пассивных частей трансформных разломов центральной Атлантики. Анализ полученной информации показал, что протяженность разломов в районе изменяется от 4410 до 700 км. Пассивные части составляют от 80 до 95% от общей длины разлома. У большинства разломов западные фланги более протяженные, что может свидетельствовать об асимметричном спрединге. Средняя ширина разломных зон, включая приразломные хребты, составляет около 65 км.
В плане "пассивные части" разломов образуют сложный рисунок - они могут расходиться, сближаться, вплоть до образования азимутального несогласия (северо-восточнее поднятия Сьерра-Леоне). Эта картина осложнена изменениями простираний более высокого порядка.
Специальный раздел работы посвящен детальному описанию строения пассивных частей разломов Марафон, Меркурий, Долдрамс, Архангельского, Вернадского, Страхова на основании данных МЭ, НСП и опубликованы материалов (Экваториальный...., 1997, Equatorial...,1996).. Обработка сейсмических данных проводилась совместно с В.Н. Ефимовым, А.В. Кольцовой и С.Ю. Соколовым.
Примеры строения флангов трансформных разломов и проблема "внутриплитных" деформаций. В работе приводится детальное описание рельефа и строения осадочного чехла пассивных частей разломов Марафон, Меркурий, Архангельского, Долдрамс, Вернадского и Страхова. Особое внимание уделено проблеме т.н. внутриплитных деформаций. Показано, что пассивные части трансформных разломов в ходе эволюции океанической коры испытывают не только прогрессивное опускание по мере их удаления от оси спрединга, но и более сложные деформации, обусловленные неотектоническими вертикальными положительными движениями в океанической коре за пределами зоны спрединга, интенсивность которых меняется как во времени, так и в пространстве. Деформации осадочного чехла были установлены в котловине Демерара (Peter, Westbrook, 1976), на флангах разломов Чейн и некоторых других (Gorini, Bryan, 1976), в районе разлома Страхова (Antipov, 1996). Подчеркнем, что Ю.Н.Разницин с соавторами неоднократно обращал внимание на существование тектонических срывов в акустическом фундаменте разных частей Центральной Атлантики (Разницин, Трофимов, 1989, Разницин, Пилипенко, 1997).
В главе, на основании новых данных, подробно рассмотрено строение района разломов Архангельского (8°50’ с.ш.), Долдрамс (8°10’ с.ш) и Вернадского (7°40’ с.ш.), где установлено несколько типов образований, сходных со структурами протыкания ("piercment structures") (Hayes et al., 1972), известными севернее Островов Зеленого Мыса. Компьютерная обработка данных спутниковой альтиметрии, МЭ, НСП и сейсмичности, проведенная совместно с С.Ю. Соколовым подтвердила сделанные ранее выводы о многократной активизации тектонических процессов, проявленными далеко (до 450 км) за пределами их активных частей (Мазарович, 1993). В районе исследований выявлены объекты, с которыми пространственно связаны деформации осадочного чехла: "диапировые" структуры, их группы, "диапировые" валы, обширные поднятия акустического фундамента и разрывные нарушения. Главным критерием выделения структур протыкания в исследованном нами районе являлось наличие либо несогласий в осадках (выделяемых по конфигурации фаз отраженных волн) и примыкающих к центру зоны деформаций над предполагаемым диапиром, либо деформаций, которые нельзя объяснить постепенным уплотнением осадков вокруг выступов акустического фундамента. Примеры подобных образований приведены на рис. 3. Всего выявлена 81 диапироподобная структура, 9 разломов, смещающих осадочный чехол, 34 района с пликативными деформациями осадочного чехла, из которых 11 наиболее крупных представляют собой зоны протяженностью в первые десятки километров.
В районе установлено проявление положительных вертикальных движений со значительными амплитудами. При этом могут подниматься как сравнительно небольшие (первые километры) участки, так и протяженные (сотни километров) блоки океанической коры. Их подъемы вызывают и (или) вызывали деформации осадочного чехла. Статистическая обработка данных показала, что большинство структур протыкания располагаются на глубинах от 4500 до 4800 м. Из 81 структуры 68 выражены в рельефе поднятиями высотой от первых десятков до 1500 м. Наиболее часто встречаемая высота сформированного рельефа, как правило, менее 300-400 м. Образования, не формирующие рельеф, установлены только на отдаленных флангах САХ или в прилегающих частях глубоководных котловин (западнее 44° з.д. и восточнее 32° з.д.). Их апикальные части могут находиться ниже поверхности дна на 140 - 550 м.
Все диапиры имеют высоты над акустическим фундаментом от 90 до 2600 м; при этом статистический анализ показал, что чаще всего встречаются образования с высотами от 250 до 400 м и от 500 до 600 м. Их ширина изменяется от 1500 до 24 000 м с преобладанием интервалов от 1500 до 5500 м и от 6500 до 10000 м. В целом, между шириной структур и их высотой имеется прямая пропорциональная зависимость с отдельными незначительными отклонениями.
Относительно оси спрединга диапиры образуют три группы, которые разделены участками дна протяженностью по широте порядка 200 км, где они не установлены (рис. 4).

Рис.4. Зависимость высоты структур протыкания от расстояния до оси спрединга (черные прямоугольники). Сегменты рифта между разломами: 10N-AR - 10°с.ш. - Архангельского, AR-DLD - Архангельского - Долдрамс, DLD-VER - Долдрамс-Вернадского.

Приведенные результаты показывают, что формирование рельефа западнее оси спрединга происходило более интенсивно. Здесь же существенно большими оказываются и высоты диапировых образований. Отсутствие скважин бурения вблизи района исследований не позволяет точно определить время формирования вышеописанных объектов. Судя по редким землетрясениям, часть структур формируется в настоящий момент, однако основная часть была, по всей видимости, сформирована в плейстоцен-четвертичное время, о чем свидетельствуют нарушения залегания самых верхних горизонтов осадочного чехла.
Дальнейшая обработка данных НСП в Ангольской котловине, в районе поднятия Сьерра-Леоне и в других частях Атлантического океана, исследованных в рейсах нис "Академик Николай Страхов", позволит определить истинные масштабы, районы распространения деформаций осадочного чехла и их тектоническую приуроченность.
Некоторые особенности морфоструктуры океанских разломов. Известно, что в пределах как активных, так и пассивных частей океанских разломов имеется два основных элемента - желоба и поднятия. К последним относят поперечные и медианные хребты. Они представляют собой, как это будет показано ниже, различные по масштабам и строению положительные формы рельефа. Троги разломных зон (например - разлом Страхова) обрамляются приподнятыми участками океанической коры образующими гряду или вал. Они могут быть развитыми как с одной стороны желоба, с двух, иметь различную протяженность и высоту. Некоторые примеры разломов с такими поднятиями в районе экватора приводил М.Горини (Gorini, 1981). Упомянутые морфоструктуры имеют общее свойство - расположение в пределах крупных океанических зон разломов. В связи с этим их можно объединить в класс внутриразломных поднятий.
Поперечные хребты в Атлантическом океане известны в разломах Романш, Вима, Чарли Гиббс, Долдрамс. Трансформные разломы с подобными структурами выделены также в Индийском и в Тихом океанах (например, Оуэн и Томайо соответственно). Они представляют протяженные (до 1000 км) и узкие (до 50 км) зоны асимметричного строения, с максимальными подъемами (1000 - 8000 м над уровнем дна) океанической коры, протягивающиеся вдоль разломов. В отдельных участках хребты могли выходить (разломы Вима, Романш) или выходят выше уровня моря (скалы Св.Петра и Павла). В первом случае формировались мелководные карбонатные отложения, кровля которых ныне располагается на глубинах в первые сотни метров (Ефимов и др., 1996, Melson, Thompson, 1971, Bonatti, 1978; Sandwell, Schubert, 1982; Collette, 1986, Pockalny et al., 1996).
Поперечные хребты в Центральной Атлантике различаются по характеру геологических разрезов и истории развития. В целом это весьма подвижные образования, которые могут быстро совершать крупноамплитудные разнонаправленные вертикальные перемещения. Можно предполагать, что подъемы приводят к перемещениям хребтов вдоль разломных зон, что может влиять на развитие рифтовых систем. Например, с проградацией поперечного хребта связано видимо, эшелонирование рифтовой долины южнее разлома Зеленого Мыса.
Медианные хребты описаны в разломах дна Атлантического океана - Чарли Гиббс (Searle, 1991), Атлантис (Zervas et al., 1995), Кейн (Tucholke, Schouten, 1988, Pockalny et al., 1988). В Индийском и Тихом - в разломах Атлантис II (Dick et al., 1991), Томайо (Kastens et al., 1979, Macdonald et al.,1979) и Клиппертон (Gallo et al., 1986, Barany, Karson, 1989) соответственно.
В рейсах нис "Академик Николай Страхов" в Центральной Атлантике медианные хребты были исследованы в разломах Зеленого Мыса, Вима, Архангельского, Долдрамс и Романш. Они представляют собой узкие (первые километры) и протяженные (десятки километров) поднятия с относительными высотами до первых сотен метров. Драгировки показали, что сходные по морфологии формы рельефа слагаются пестрым составом пород, причем серпентиниты и ультраосновные породы не являются доминантами. Можно предположить, что медианные хребты являются не только серпентинитовыми протрузиями, но и экструзиями сложного строения, которые формировались в несколько этапов. Медианные хребты могут иметь различную ориентировку по отношению к простиранию активной части разлома и различное пространственное положение по отношению к трогу - по центру или приближаться склонам. Находки большого количества обломочных пород на медианных хребтах и наклоны кровли осадочного чехла свидетельствуют об активном тектоническом режиме в области их формирования.
Асимметричные хребты. В трансатлантической зоне Зеленого Мыса - Сьерра-Леоне располагаются протяженные хребты, которые имеют асимметричное строение - более крутые северные склоны. Драгировки, проведенные на поднятии Барракуда, показали (Зинкевич, Магакян, 1990), что северный склон слагается в различной степени метаморфизованными породами второго и третьего слоев океанической коры. Южный, более пологий склон закрыт осадочным чехлом. Сходное строение, имеют и хребты Тибурон и Ресерчер (Строение..., 1989). Последний сложен, по данным немногочисленных драгировок, не только типичными океаническими толеитами, но и более щелочными разностями базальтов, происхождение которых связывают с вулканизмом.
В результате исследования предлагается, вышеописанные асимметричные (квестоподобные) хребты на океанической коре, в разной степени перекрытые осадочным чехлом и расположенные между трогами, в областях максимального сближения разломов (например Марафон-Меркурий) выделять в особый тип структур. Такие образования могут называться межразломными хребтами. Сходный тип образований ("Separating fracture ridge") был выделен ранее (Fleming, Cherkis, 1970) для разлома Чарли Гиббс.
В работе предполагается, что между Малоантильской островной дугой и САХ существовали особые геодинамические обстановки, которые позволили сформировать систему субширотных протяженных наклоненных к югу блоков. Недостаток стратиграфических материалов не позволяет однозначно установить историю формирования таких образований. На континентах системы наклоненных блоков часто интерпретируются как результат региональных растяжений, которые приводят к формированию листрических разломов, по которым и происходит наклон комплексов пород. Асимметричные блоки, которые рассмотрены в работе, вполне могли возникнуть при существовании не чистого растяжения, направленного перпендикулярно оси спрединга, а косого, с наличием сдвиговой компоненты.
Возврат к началу

Глава 6. Структуры вулканических островов и подводных гор.

В приафриканской части Атлантического океана между широтой Гибралтарского пролива и экватором располагаются многочисленные вулканические сооружения - архипелаги Мадейра, Канарских островов и Островов Зеленого Мыса, а также отдельные острова т.н. Камерунской линии. В западной части Атлантического океана - о. Фернандо ди Норонья, около оси САХ - о. Вознесения. На основании полевых работ дано подробное описание структур архипелага Зеленого Мыса и проведено их сопоставление по литературным данным с другими центрами развития вулканизма (всего рассмотрено 20 островов). Помимо этого, между 30° с.ш. и 15° ю.ш. имеется порядка 400 - 450 вулканических гор. Глава посвящена рассмотрению структуры упомянутых геологических объектов, ее эволюции, времени формирования и закономерностям размещения островов и гор в Центральной Атлантике. Большинство из них формировались на коре океанического типа, о чем свидетельствуют полосовые магнитные аномалии, отсутствие ксенолитов пород континентальной коры в эффузивных, интрузивных и субвулканических образованиях а также признаков контаминации континентального материала, как это выявлено для островов Фуэртевентура (Hoerne, Tilon 1991), Фогу и Сан-Висенти (Gerlach et al., 1988).
Вулканические острова закладывались на тектонизированном докайнозойском основании, которое на островах Маю, Сантьягу, Фуэртевентура и, возможно, Сал слагается деформированными магматическими и осадочными породами юрского или мелового возраста.
Формирование цоколя (палеоподнятия) здесь начиналось после фазы сжатия. На всех изученных островах он слагается тремя комплексами: интрузивным, эффузивно-агломератовым и дайково-силловым. Первый представляет собой субвертикальные и пластовые тела щелочных пироксенитов, ийолитов, эссекситов, сиенитов, монцонитов или расслоенные га5бро-сиенитовые интрузивы. Второй - представлен конгломератами, агломератами, агломератовыми туфами, осадочной брекчией и лавами субщелочных базальтов, залегающими несогласно на породах интрузивных массивов. Эффузивная часть цоколя представлена потоками массивных и пиллоу-лав базанитов. Дайково-силловый комплекс лампрофиров, в меньшем количестве карбонатитоидов, карбонатитов реже базальтов и оливиновых нефелинитов прорывает все вышеописанные образования, иногда вплоть до их полного замещения. Процессы подъема океанического дна происходили благодаря нагнетанию расплавов с глубин порядка 80-100 км (Тектоника..., 1990). Участок дна претерпевал неоднократные и разноамплитудные опускания и подъемы.
Под вулканическим комплексом острова понимается совокупность структурно-вещественных ассоциаций, слагающих систему вулканических построек различного типа, сформированных в субаэральных и аэральных условиях. Образование собственно острова происходило в несколько фаз (например, до девяти на о. Ланцароте), при преобладании эффузивной деятельности. Во время перерывов вулканической деятельности происходило частичное или полное разрушение вулканических построек.
В работе приведен обзор строения подводных гор Батиметристов, Баия, и некоторых других. Статистика глубин оснований и высот этих объектов (за пределами САХ) показала, что большинство из них располагается на глубинах 1700-2800 м, т.е. в пределах поднятий океанского дна. На абиссальных глубинах (3300-4800 м) их существенно меньше. В связи с этим предполагается, что формированию групп гор предшествует поднятие крупных участков океанической коры, вероятнее всего связанное с внедрением магматических образований в виде дайково-силловых или интрузивных комплексов.
По отношению к пассивным частям трансформных разломов вулканические сооружения в Центральной Атлантике могут занимать различное положение. В одних случаях цепи или группы вулканических гор пересекают их под различными углами (горы Пернамбуку, Баия, Камерунская линия). Южнее экватора и до 15° ю.ш. к западу от САХ они имеют простирания порядка 315-320°, к востоку 40-45°. В других случаях вулканические образования располагаются между крупными разломами и не имеют с ними видимых "контактов" При этом они могут формировать сложно построенные группы аппаратов (Острова Зеленого Мыса), отдельные аппараты или их цепи (например цепь из пяти подводных гор западнее рифта Вознесения -Боде-Верде). Подводные горы вулканического происхождения могут находиться также на поднятиях (хребет Ресерчер) субпараллельных разломным трогам (Живаго и др., 1994).
Для уточнения выявленных ранее (Мазарович, 1988) этапов магматических событий в центральной части Атлантического океана и его обрамлении, автором был предпринят целенаправленный поиск опубликованных данных о возрасте пород. Всего было обнаружено более 780 определений абсолютного возраста различных пород, в основном K/Ar методом. Основная часть данных относится к островам и приокеаническим зонам. Отдавая себе отчет в том, что распределение частоты встречаемости определений радиометрического возраста и фазы магматизма - не одно и то же, автор, вслед за многими исследователями (например, Cahen et al., 1984), допускает что получаемые результаты могут отражать наиболее общие закономерности в последовательности формирования магматических серий.
Статистическая обработка всех собранных данных свидетельствует о постепенном нарастании магматической активности на площади между широтой острова Мадейра и 15° ю.ш., начиная с альбского времени. Этот процесс распадается на два главных этапа - 25-100 млн. лет (альб - поздний олигоцен) и 0-25 млн. лет (поздний олигоцен - голоцен). В течение первого интервала времени магматизм проявлялся дискретно с перерывами по 5-7 млн. лет. Незначительное усиление намечается на границе сантона-кампана (80-82 млн. лет), в раннем палеогене (63 млн. лет), а также в позднем олигоцене. Второй этап начался на рубеже позднего олигоцена-раннего миоцена (23 млн. лет). Он отличается от первого нарастанием магматической деятельности, с максимальной интенсивностью в плиоцен-четвертичное время. На фоне общего усиления активности можно наметить три относительных спада: в конце раннего миоцена (около 16 млн. лет), в конце позднего миоцена (около 8.5 млн. лет) и на рубеже плиоцена и раннего плейстоцена (около 2 млн. лет). Пики магматической активности в неогене относятся к рубежу раннего и среднего миоцена (около 14 млн. лет) и меньшем размере - к позднему миоцену (около 9 млн. лет). Некоторое усиление магматической активности наблюдается в конце миоцена - начале плиоцена (около 5.5 - 3 млн. лет), и в позднем плейстоцене (около 0,5 - 0,6 млн. лет).
Сравнение данных о магматической активности на западе Атлантического океана и вдоль Западной Африки показало, что на раннем, мел-олигоценовом, этапе магматические процессы интенсивно протекали в западной Атлантике (цепь подводных гор Новая Англия), вдоль атлантического побережья США и Канады (Jansa, Pe-Piper, 1988), а также на банке Горриндж. Кроме этого, формировались подводные горы Баия и Батиметристов. В позднекайнозойское время основные магматические события сосредоточились вдоль Западной Африки. Таким образом, устанавливается их асинхронность на востоке и на западе Атлантического океана. В указанный выше промежуток времени магматизм в пределах океанической коры привел к формированию подводных гор, расположенных в непосредственной близости от континентов. Сопоставление этапности формирования дайковых, лавовых и интрузивных серий вдоль Западной Африки показывает, что максимумы активности формирования тех или иных образований как правило не совпадают. Исключение представляет среднемиоценовый этап в течение которого одновременно происходили активные эффузивные процессы и внедрение дайковых комплексов.
Происхождение центров т.н. внутриплитного магматизма обычно связывают с воздействием горячей точки или движения плюмов, диаметр которых может достигать 500 км (например O’Connor, le Roex, 1992, Зоненшайн, Кузьмин, 1993). В работе проведена проверка гипотезы "горячей точки" для Канарского архипелага, который вытянут по широте примерно на 500 км. Зависимость распределения возраста к долготе на основании 340 анализов показана на рисунке 5.

Рис. 5. Распределение 340 определений абсолютного возраста магматических пород вдоль Канарского архипелага

Хорошо видно, что магматическая активность на всех островах началась практически одновременно с рубежа около 14 - 16 млн.лет (средний миоцен). Более древние, среднеэоценовые, образования известны только на острове Фуэртевентура, а молодые, позднемиоцен-плиоцен-четвертичные, комплексы развиты на всех островах. Отметим, что исторические извержения известны на крайних точках Канарского архипелага (о. Ланцароте - 1824 и 1730/36 гг., о. Ла Пальма - 1949 г.). Таким образом, проведенное исследование не подтверждает механизма "горячей точки" для рассматриваемой части Атлантики. По данным абсолютной геохронологии (86 определений возраста) и с учетом геологических наблюдений сходная картина просматривается и для района Острова Зеленого Мыса - запад Сенегальской впадины. Камерунская линия также не представляет собой следа горячей точки (Djomani et al., 1997).
Предлагается альтернативная модель формирования областей кайнозойского магматизма около Северо-Западной Африки. Плюм мантийного вещества, достигнув подошвы литосферы, в ходе раскрытия Атлантики, растекается. Надо всей этой областью идет образование камер из которых подаются расплавы в верхние слои коры, что приводит к формированию палеоподнятий (цоколя) островов. После оформления системы промежуточных камер, которые перемещаются вместе с литосферой, начинается создание эффузивной части островных построек.
Таким образом, магматические процессы в Центральной Атлантике вызывали преобразования океанической коры в течение длительного времени.
Возврат к началу

Глава 7. Взаимоотношение континентальных и океанических структур.

Вопрос о соотношении трансформных разломов и структур континентального обрамления неоднократно обсуждался в литературе (Wilson, 1965, Krause, 1966, Francheteau, Le Pichon., 1972). Он имеет принципиальное значение для понимания начальных этапов формирования структуры океанского дна. В работе дан обзор строения Северо-Восточной Бразилии и Западной Африки (от Габона на юге до массива Регибат на севере). Древние (домезозойские) и мезозойско-кайнозойские структуры рассматриваются отдельно. Для анализа использовались тектонические карты Африки (Carte ..., 1968), Южной Америки (Tectonic..., 1978), данные спутниковой альтиметрии (Sandwell, Smith, 1997) и другие опубликованные источники.
Трансформные разломы Центральной Атлантики не только не совпадают по простиранию с домезозойскими (включая докембрийские) разломами, сутурами или швами, но часто располагаются в плане по отношению к ним ортогонально или под углами. Более того, в континентальных областях нет соответствующего количества ни домезозойских ни мезозойско-кайнозойских зон, которые могли бы служить "зародышами" ("Lines of old weakness" - Wilson, 1965, p. 344) будущих трансформов. Делается вывод о том, что заложение системы океанических разломов не было связано с наследованием структурного плана континентальной коры даже в начальные этапы раскрытия Атлантического океана. Высказано предположение, что в ходе развития Атлантики наиболее удаленные от оси спрединга части океанских разломов испытывали активизацию (возможно неоднократную) и могли оказывать влияние на формирование структур осадочных бассейнов на континентальной коре. Этому не противоречит и присутствие эпицентров землетрясений в ряде районов за пределами САХ (например, Гвинейский залив).
Возврат к началу

Заключение

В результате проведенного исследования показана геологическая гетерогенность структур срединно-океанического хребта Центральной Атлантики. На этот регион впервые в цифровом виде составлены карты разломов и магматизма. Предложены две новые модели - формирования активных гидротермальных полей в срединно-океанических хребтах с невысокой скоростью спрединга, а также образования вулканических сооружений типа Канарских островов или Островов Зеленого Мыса. Выявлена поперечная тектоническая зональность Центральной Атлантики. Было показано широкое развитие в регионе деформации осадочного чехла и усложнение рельефа дна в результате движений акустического фундамента разного возраста, масштаба, амплитуд и знаков. Установлены основные закономерности структурной эволюции вулканических островов вблизи Западной Африки и северо-востока Южной Америки. Выявлены этапы формирования вулканических сооружений. Все это создает принципиально новый образ строения океанической коры Центральной Атлантики - одного из ключевых районов для понимания эволюции всего Атлантического сегмента Земли.
Вышесказанное стало возможным благодаря разработке новых методических подходов к решению картографических задач и обработке больших объемов разнообразной информации в приложении к глубоководным частям Атлантического океана, вулканическим островам и континентальному обрамлению. Автор диссертации пришел к выводу о том, что обзорные карты нового поколения геологического содержания Атлантического океана и его обрамления должны представлять собой компьютерные конструкции, содержащие цифровые географические, геолого-геофизические фактические данные и теоретические модели. Созданию тектонических карт нового поколения дна океана должна предшествовать работа по организации соответствующих баз геолого-геофизических данных. Последние должны обеспечивать получение выборок разнообразной информации по координатам, объектам или иным свойствам пород и вынесение их на любую картографическую основу. База данных должна содержать также различный справочный материал и постоянно обновляться.
Срединно-океанический хребет Центральной Атлантики, на основании обработки нескольких сотен драгировок с каменным материалом, карт многолучевого эхолотирования и спутниковой альтиметрии, представляется гетерогенным образованием, включающим разнообразные морфоструктуры, сложенные в различной мере измененными и метаморфизованными гипербазитами, габбро, базальтами, которые могут находится на различных глубинных уровнях в разных соотношениях. В ходе эволюции САХ намечается быстрая смена геодинамических условий, что проявляется в многообразии типов угловых поднятий, медианных и поперечных хребтов и нодальных впадин. Изменчивость геодинамики САХ проявляется и в неравномерном распределении эпицентров землетрясений, которые в отдельных частях сегментов не были зарегистрированы за пятидесятилетний период наблюдений.
САХ, как это хорошо известно, смещен по разломам, согласно трансформному механизму, на различные расстояния от первых километров до более 900 км. Протяженность разломов изменяется от 700 до 4500 км. Они представляют либо одиночные или сдвоенные структуры, либо системы разломных зон. Последние сосредоточены между 15° и 6° с.ш. и 1° с.ш. и 2° ю.ш. Именно на эти районы приходятся максимальные смещения САХ. Структура хребта нарушалась также разломами не имеющими трансформного характера и представляющими сколы, ориентированные под теми или иными углами к его простиранию.
Данные МЭ и спутниковой альтиметрии показывают, что существует два принципиально разных взаимоотношения рифтовых зон и поперечных нарушений. Первый проявлен в виде хорошо известных и неоднократно описанных закономерностей строения стыков рифт - трансформный разлом.
Особый интерес представляет второй случай при котором троги не доходят до рифтовой зоны, они в плане изгибаются и подходят к осевой части САХ под разными углами. Наиболее вероятным представляется модель при которой происходит слияние двух или более сегментов САХ, разделенных трансформными разломами с небольшими смещениями. При этом последние преобразуются в систему сопряженных нодальных впадин, а затем в смыкающий рифт (например, район разломов Мошеш или Св.Петра). После таких структурных перестроек начинает наращиваться новая океаническая кора, при формировании которой отмершие пассивные части отодвигаются от оси спрединга. Искривления трогов указывают направление продвижения рифта.
Сопоставление положения гидротермальных полей, карты гравитационных аномалий, составленной по данным спутниковой альтиметрии (Sandwell, Smith, 1997) и положения эпицентров землетрясений (1937-1997 г.г.) из каталога National Earthquake Information Center (USA) привело автора к выводу о том, что активные гидротермальные поля в пределах медленноспрединговых хребтов тяготеют к областям разрывов ("discontinuty") и пространственно совпадают с зонами отсутствия или пониженного фона сейсмичности. Эти части рифтовых зон относительно стабильны и наиболее благоприятны для устойчивой циркуляции гидротерм.
Составленная новая карта разломных структур Центральной Атлантики показала, что пассивные части разломов могут незакономерно изменять свои простирания, вплоть до образования планового азимутального несогласия  северо-восточнее поднятия Сьерра-Леоне. Его образование произошло до возникновения гор Батиметристов, т.е. до раннего эоцена. Простирания разломов осложняются многочисленными изменениями простираний более высокого порядка. Особенно ярко это проявлено между 15° и 6° с.ш., где восточнее и западнее САХ располагаются квазипараллельные изломы простираний разломных структур, с которыми совпадают зоны смятия осадков, протяженностью в десятки километров. Их формирование может быть объяснено существованием зон пластичного сдвига субпараллельных генеральному простиранию САХ в Центральной Атлантике. В котловине Демерара установлены протяженные блоки океанической коры, наклоненные в южном направлении.
Анализ альтиметрических, батиметрических карт, а также различных геофизических материалов свидетельствует о том, что за пределами осевой части САХ Центральной Атлантики океаническая кора разделена на протяженные области - "трансатлантические зоны", каждая из которых имеет специфические черты рельефа дна, геолого-геофизического строения и ограничена крупными нарушениями - разломами-терминаторами. Между 25° с.ш. и 15 ° ю.ш. существует семь таких зон: Атлантис-Кейн, Кейн-Зеленого Мыса, Зеленого Мыса-Сьерра-Леоне, Сьерра-Леоне-Сан-Паулу, Сан-Паулу-Чейн, Чейн-Вознесения и далее условно до разлома Кардно.
Пассивные части трансформных разломов в Центральной Атлантике испытывают не только прогрессивное опускание по мере их удаления от оси спрединга, но и более сложные деформации, обусловленные неотектоническими вертикальными разнонаправленными движениями в океанической коре за пределами зоны спрединга, интенсивность которых менялась как во времени, так и в пространстве. Проведенное исследование показало, что нарушенность осадочного чехла определялась подъемами пород акустического фундамента в виде изолированных диапиров или их групп, протяженных (первые сотни километров) блоков океанической коры шириной до 20 - 30 км. Первые занимают различное положение в пространстве - могут находиться в виде тел, не выходящих на поверхность, или прорывать всю толщу осадочных пород, вплоть до образования приподнятых форм рельефа с высотой от первых метров до многих сотен метров. "Диапиры", по всей видимости, могут представлять собой разнообразные геологические образования, которые дают сходную сейсмическую волновую картину. Бурением (например, скв. DSDP 141) доказано, что часть из них слагается базальтами. Сопоставление с данными о строении подводных гор Центральной Атлантики позволяет предполагать, что они могут представлять собой экструзии, субвулканические тела или вулканические сооружения. Часть из них формировалась при внедрении протрузий серпентинизированных ультраосновных пород. Бурением (например, скв.DSDP 368) доказано также, что строение осадочного чехла ряда районов усложнялось при внедрении базальтовых силлов.
Объяснение подъема обширных блоков океанической коры требует обстоятельного дополнительного исследования с привлечением методов математического моделирования. Предварительно можно предположить, что океаническая литосфера могла испытывать ремобилизацию под действием процессов серпентинизации или тектонических напряжений. Не исключено, что эти явления были тесно связаны. Вопрос о возрасте всех этих движений может обсуждаться пока только в самых общих чертах и требует тщательной обработки сейсмических данных. По всей видимости деформации разных масштабов происходили на всех этапах развития этой части Атлантического океана. Вопрос существовали ли единые фазы или происходили "диффузные" явления - остается открытым. Наиболее молодые движения океанической коры, обусловленные разными причинами, происходили за пределами зоны спрединга до голоцена включительно.
Вулканические сооружения также усложняют строение океанической коры. Они могут локализоваться в пределах архипелагов, цепей надводных и подводных вулканов различной протяженности, а также формировать отдельные постройки разных размеров. Изучение строения вулканических островов Центральной Атлантики и прилегающих регионов показало, что они сложены фрагментами деформированного докайнозойского основания, интрузивными, эффузивно-агломератовыми и дайково-силловыми комплексами цоколя (палеоподнятия) и вулканическими комплексами островной постройки. Острова Зеленого Мыса и Канарские острова не формировались под воздействием "горячих точек". Они образовались над системами камер, которые возникли после растекания мантийного плюма у подошвы литосферы и перемещались вместе с ней.
Являются ли вулканические горы и архипелаги островов единым эволюционным рядом или представляют собой независимые ветви в истории вулканизма? Сложно построенные комплексы вулканических островов существовали десятки миллионов лет. Все это время постоянно возникали благоприятные условия для формирования на разной глубине устойчивых промежуточных камер, которые поставляли через каналы магматические расплавы к поверхности. Такой режим мог существовать в относительно стабильных участках океанической литосферы. Анализ строения Островов Зеленого Мыса показал, что здесь структурообразование происходило унаследовано. В частности магмавыведение в пределах цепи Сан-Антао - Сан-Николау происходило по зонам запад-северо-западного простирания с перерывами и примерно в одних и тех же зонах могли образовываться рои даек, экструзии или вулканы центрального типа. Наиболее крупная зона внедрения дайек на о. Сантьягу (район г.Прая) имеет такое же простирание. Сравнение этих данных с альтиметрией показывает, что это направление соответствует генеральным простираниям пассивных частей трансформных разломов в этой части Центральной Атлантики, вместе с тем связь рассматриваемых структур не доказана. Зоны трещиноватости или разломов северо-восточного простирания Островов Зеленого Мыса были амагматичны. Из деформационных явлений на островах необходимо также упомянуть раздавливание нижних частей вулканических построек при их гравитационном разваливании.
Протяженные цепи вулканов имеют, как правило, наложенный характер на все более древние структуры. Например, в северной части Ангольской котловины, подводные горы Гвинейского залива и Камерунская линия, пересекают пассивные части разломов Вознесения, Боде-Верде и некоторых других под углом порядка 45°. Первые, судя по немногочисленным абсолютным датировкам, развивались с кампана до эоцена включительно, а затем прекратили свое развитие. Вторая существовала с олигоцена до настоящего времени, как в пределах океанической, так и континентальной коры. Однако образования Камерунской линии смещены в юго-восточном направлении, что позволяет предполагать изменения в формировании зон магмавыведения на рубеже эоцена и олигоцена. Группы подводных гор около Южной Америки и около поднятия Сьерра-Леоне также пересекают пассивные части трансформных разломов под углами и их образование приходится на палеоцен и эоцен-олигоцен соответственно. Представляется, что цепи вулканических сооружений Центральной Атлантики формировались вдоль зон разломов, расколовших океаническую кору. Субпараллельность направлений цепей подводных вулканических сооружений и океанских разломов установлена только в районе о. Фернандо ди Норонья, на образование которого потребовалось около 22 млн.лет и на хребте Ресерчер, что указывает на плохую проницаемость океанских трансформных разломов для магматических расплавов.
Таким образом, заложение вулканических цепей происходило в разное время и с разной интенсивностью, но, в целом, за интервал времени более короткий, чем требовался на формирование архипелагов. Это может свидетельствовать о менее устойчивом режиме океанской литосферы. Наконец, имеются магматогенные объекты (одиночные подводные горы, "диапиры"), которые возникали, но не получали своего дальнейшего развития, что можно связать с крайне неустойчивой геодинамической обстановкой.
Все вышеприведенные соображения приводят нас к общему выводу о том, что океаническая кора Центральной Атлантики подвижна за пределами зон спрединга: испытывала сложные и разнообразные эволюционные изменения, характер которых в разных ее участках был обусловлен различными причинами. В каждом конкретном случае их выявление требует специального анализа, и, по всей видимости, не допускает применение универсального механизма.
Работа выполнена при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных Исследований (гранты N 93-05-9745 и 9705-65359).
Возврат к началу

Список основных работ по теме диссертации.

1. Геология острова Маю. //Докл.АН СССР. 1985. Т. 283. N 5. C. 1252-1255. (соавторы - Ахметьев М.А., Золотарев Б.П., Копорулин В.И., Рихтер А.В., Фрих-Хар Д.И.).
2. Геология острова Сан-Висенти (архипелаг Зеленого Мыса). //Докл.АН СССР. 1985. Т. 284. N 2. C. 419-423. (соавторы - Ахметьев М.А., Копорулин В.И., Рихтер А.В., Фрих-Хар Д.И.).
3. Структура острова Маю (Острова Зеленого Мыса). //Докл.АН СССР. 1986 Т. 290. N 2. C. 425-429. (соавтор - Рихтер А.В.).
4. Разломы северной части Центральной Атлантики. //Геотектоника. 1986. N 5. C.25-34.
5. Некоторые черты геологического строения и магматизма Островов Зеленого Мыса //Актуальные проблемы тектоники континентов и океанов. М. Наука. 1987. С. 95-113. (Тр.ГИН; N 425). (соавторы - Ахметьев М.А., Золотарев Б.П., Копорулин В.И., Рихтер А.В., Фрих-Хар Д.И.).
6. Геология разлома Долдрамс (Центральная Атлантика). //Докл.АН СССР. 1988. Т. 302. N 1. C. 167-170. (соавторы- Пущаровский Ю.М., Турко Н.Н., Сколотнев С.Г., Разницин Ю.Н., Ляпунов С.М., Голод В.М., Попов А.Г.).
7. Тектоническое положение Островов Зеленого Мыса в структуре Восточной Атлантики. //Геотектоника. 1988. N 5. C. 25-33.
8. Состав мантии и магматические камеры разлома Долдрамс (Центральная Атлантика). //Магматизм и тектоника океанов (проект "Литос"). 1990. C. 122-142. (соавторы -Кепежинскас П.К. Разницин Ю.Н., Сколотнев С.Г., Дмитриев Д.А., Усова Л.В.).
9. Тектоника и магматизм Островов Зеленого Мыса. М. Наука. 1990. 246 с. (Тр.ГИН; Вып.451) (соавторы - Ахметьев М.А., Золотарев Б.П., Когарко Л.Н., Копорулин В.И., Рихтер А.В., Фрих-Хар Д .И.)
10. Введение. //Строение зоны разлома Долдрамс: Центральная Атлантика. М. Наука. 1991. C. 5-7. (соавтор -Разницин Ю.Н.).
11. Рельеф и строение осадочного чехла в районе разлома Долдрамс. //Строение зоны разлома Долдрамс: Центральная Атлантика. М. Наука. 1991. C. 7-34. (соавторы - Турко Н.Н. Голод В.М.).
12. Вещественный состав пород океанической коры и верхней мантии в районе разлома Долдрамс. Общая характеристика драгированных пород. //Строение зоны разлома Долдрамс: Центральная Атлантика. М. Наука. 1991. C. 34-142. (соавторы- Сколотнев С.Г., Разницин Ю.Н., Ляпунов С.М., Кепежинскас П.К., Дмитриев Д.А.).
13. Заключение. //Строение зоны разлома Долдрамс: Центральная Атлантика. М. Наука. 1991. C. 211-216. (соавторы -Пущаровский Ю.М., Разницин Ю.Н., Пейве А.А., Сколотнев С.Г., Кепежинскас П.К.).
14. Геология разломов Марафон и Меркурий (Центральная Атлантика). //Докл.АН СССР. 1991. Т.319. N 2. C. 438-431. (соавторы - Пущаровский Ю.М., Разницин Ю.Н., Турко Н.Н. и др.).
15. Зона сочленения разлома Марафон с рифтовой долиной: структура, вещественный состав пород, сульфидная минерализация (Центральная Атлантика). //Докл.АН СССР. 1991. Т.320. N 4. C. 952-956 (соавторы -Разницин Ю.Н., Сколотнев С.Г.Турко Н.Н. и др.)
16. Geological Studies of the Eastern Part of the Romanche Transform (equatorial Atlantic): a First Report. //Giornale di Geologia. 1991. V.53. N 2. P. 31-48. (соавторы - Bonatti E., Raznitsin Y., et al.).
17. Рельеф и строение осадочного чехла разломов Марафон и Меркурий (Центральная Атлантика). //Докл.АН СССР. 1992. Т.324. N 3. C. 643-647 (соавторы -Турко Н.Н., Морозов Ю.И.).
18. Разломы Архангельского, Долдрамс и Вернадского в Центральной Атлантике: структура и вещественный состав. //Геотектоника. 1992. N 6. C. 63-79 (соавторы -Пущаровский Ю.М., Разницин Ю.Н. и др.).
19. Новые данные о строении и вещественном составе пород Романш и Чейн с рифтовой долиной (экваториальная Атлантика).//Докл АН СССР. 1993. Т.339. N 1. C. 75-79 (соавторы -Пущаровский Ю.М., Бонатти Э., Разницин Ю.Н. и др.).
20. Тектономагматические явления на флангах транформных разломов Архенгельского, Долдрамс и Вернадского. //Докл.РАН. 1993. Т.332. N 1. C. 61-64.
21. Обзор представлений о строении и развитии Атлантического океана (до 1970 года).//Геотектоника. 1993. N 5. C. 75-89.
22. Новые данные о строении и вещественном составе пород районов пересечения разломов Романш и Чейн с рифтовой долиной (Экваториальная Атлантика). //Докл. РАН. 1993. Т.339. N 1. C. 75-79 (соавторы -Пущаровский Ю.М., Разницин Ю.Н. и др.).
23. Модель локальных деформаций земной коры в гребневой зоне Срединно-Атлантического хребта. //Геология и геофизика. 1993. Т.34. N 9. C. 3-18 (соавторы- Шарапов В.Н., Агапова Г.В., Бондаренко Л.М., Турко Н.Н.).
24. Тектоническая конвергенция трансформных разломов в Приэкваториальной Атлантике. //Докл.РАН. 1994. Т.335. N 1. С. 70-73.
25. Разнообразие в морфологии нодальных впадин Атлантического океана. //Докл.РАН. 1994. Т.337. N 5. С. 642-645 (соавтор Турко Н.Н.).
26. Морфоструктура района острова Буве. //Докл.РАН. 1995. Т.342. N 3. С.354-357 (соавторы Пейве А.А., Зителлини Н., Перфильев А.С. и др.).
27. Строение пассивной части разлома Страхова на востоке Срединно-Атлантического хребта. //Докл.РАН. 1996. Т. 349. N 4. С. 511-515 (соавторы Кольцова А.В., Соколов С.Ю., Ефимов В.Н.)
28. Морфоструктурные и геологические черты вулканического острова Буве (юг Атлантики). //Докл.РАН. 1996. Т. 351. N 6. С. 798 - 801.
29. Пассивные части трансформных разломов Атлантического океана между 16° с.ш. и экватором.// Геотектоника. 1997. N 5. С. 85-94 (соавторы Агапова Г.В., Ефимов В.Н., Лиджи М., Соколов С.Ю., Турко Н.Н., Рихтер А.А.).
30. The Project of the Digital Geological-Geophysical Atlas of Tropical Atlantic (тезисы). //6th Zonenshain Conference on Plate Tectonics. (Moscow. 17-20 February 1998 г.). 1998. P.18. (соавторы Агапова Г.В., Ефимов В.Н., Соколов С.Ю., Турко Н.Н., Шаповалова К.О.).
31. New Data on Fault Structure of Tropical Atlantic (тезисы). //6th Zonenshain Conference on Plate Tectonics. (Moscow. 17-20 February 1998 г.). 1998. P.17-18. (соавторы Агапова Г.В., Ефимов В.Н., Соколов С.Ю., Турко Н.Н., Шаповалова К.О.)
32. Новейшие деформации осадочного чехла в пассивных частях разломов Архангельского, Долдрамс и Вернадского (Атлантический океан). //Докл.РАН. 1998. Т. 357. N 6. С. (соавтор Соколов С.Ю.) (в печати).
33. Структуры и этапы эволюции вулканических островов и подводных гор тропической Атлантики. //Геотектоника. 1998. (в печати).
34. Тектоническое положение гидротермальных полей на Срединно-Атлантическом хребте. //Литология и полезные ископаемые. 1998. N 4. (соавтор Соколов С.Ю.) (в печати).
© А.О.Мазарович 1998 г
Возврат к началу
Web дизайн - К.А.Крылов