Строение и история развития литосферы
Шрифт:
Гладкая поверхность фундамента в пределах модифицированной коры (рис. 5) может быть представлена океаническими лавами (покровными базальтами), которые растекались на расстояние до 50 км от центра первичного спрединга в условиях еще неглубокого морского бассейна, или базальтами, излившиеся в результате внедрения и дифференциации мантийного вещества на конечной стадии растяжения окраины.
В море Содружества и море Дейвиса ширина окраинного рифтового грабена (растянутой континентальной коры) составляет 300–350 км, превышая по этому параметру большинство аналогичных структур невулканических окраин (Dean et al., 2000). В восточной части моря Содружества и западной части моря Дейвиса граница континент-океан резко смещается в южном направлении (рис. 4), но в троге Принцессы Елизаветы (между 80° в. д и 87° в.д.) ее положение остается неопределенным, так как отчетливая смена сейсмической записи внутри
Океанические котловины. Магматическая природа коры океанических котловин достаточно надежно установлена по особенностям сейсмической записи (см. предыдущий раздел), значениям скорости преломленных волн в фундаменте 5,0–5,5 км/с, типичным для второго океанического слоя, и линейному характеру магнитного поля, определяемого спредингом морского дна. Практически на всех сейсмических разрезах, пересекающих океанические котловины, на глубине около 10 с (двойное время пробега сейсмических волн), выделяется яркий непрерывный рефлектор в основании коры, который отождествляется с кровлей верхней мантии (поверхностью Мохо; рис. 5).
Ровная поверхность фундамента в котловинах, являющаяся его специфической особенностью, в целом не характерна для океанической коры, образовавшейся в условиях медленного спрединга, но часто встречается вблизи вулканических окраин и плато (Leitchenkov et al., 2008). Такая его морфология, вероятно, связана с избыточным магматизмом в срединно-океанических хребтах и увеличением мощности вулканического комплекса («слоя 2А»), сглаживающего рельеф рифтовой долины.
Мощность базальтового комплекса в море Содружества, определяемого по глубине прослеживания наклонных рефлекторов, составляет 0,8–1,3 км (что в два раза больше средних по океану), но встречаются участки, где она увеличивается до 2,0–2,5 км. По данным МПВ, нижний, третий слой океанической коры, характеризуется стандартными для него скоростями 6,9–7,0 км/с, а его мощность возрастает в северном направлении от типовых для океана 4,5–5,0 км до 6,0–7,0 км.
В океанической коре района исследований было выявлено четыре серии (последовательности) линейных магнитных аномалий, которые имеют индивидуальные особенности. Первая серия расположена между 66° в.д. и 72° в. д (рис. 6). Опорными аномалиями с характерной формой и шириной, от которых выполнялась идентификация остальной последовательности, являются здесь протяженный минимум и максимум, формировавшиеся в период хронов обратной и прямой полярности магнитного поля М3-М4 (рис. 6). Эти аномалии впервые были определены Гайной и др. (Gaina et al., 2007) вблизи отмершего палеохребта, выявленного по геофизическим данным и являющегося центром симметрии магнитного поля. Моделирование спрединга выполнялось от аномалии М2 до интенсивной линейной аномалии «краевого эффекта» (включительно), которая маркирует границу континент-океан. Установлено, что скорость полуспрединга постепенно понижается по направлению к отмершему хребту, изменяясь от 6 до 2–3 см/год (рис. 6).
Вторая серия линейных магнитных аномалий расположена между 72° в.д. и 75° в.д. (рис. 6) и заметно отличается по своему облику от первой серии, демонстрируя симметрию относительно центрального максимума. Основываясь на этой симметрии, мы предположили существование еще одного отмершего хребта в этой части океана. Модель рассчитывалась из предположения, что время начала спрединга на участках развития первой и второй серии аномалий совпадает. Центр симметрии моделируется аномалией М9n, а скорость спрединга в пределах выделенной последовательности составляет 2–4 см/год (рис. 6). Отмерший хребет практически не проявляется в структуре поверхности фундамента. Только на одном из сейсмических профилей он представлен неглубокой (300–400 м) депрессией, под которой наблюдается подъем границы Мохо. Возможно, это связано с избыточным магматизмом в период формирования океанической коры моря Содружества и общим подъемом кровли фундамента в сторону плато Кергелен за счет постспредингового разогрева литосферы, которые «замаскировали» типовую морфологию палеохребта.
Рис. 6. Модель спрединга морского дна в море Содружества – котловине Эндерби и море Дейвиса – котловине Лабуан. Параметры модели: глубина поверхности
Третья серия аномалий наблюдается в котловине Принцессы Елизаветы. Она характеризуется гармоничной последовательностью максимумов и минимумов шириной 10–15 км (рис. 3). Моделирование этой серии не проводилось из-за отсутствия аномалий характерной формы, которые могли бы служить ориентиром для их идентификации. Можно лишь предположить, что они представляют собой такую же симметричную последовательность, как вторая серия с центральной аномалией М9n.
Четвертая серия аномалий выявлена в море Дейвиса. Моделирование выполнялось от аномалии M11An, связываемой с началом раскрытия Индийского океана в этом районе (рис. 6). Рассчитанные скорости полуспрединга, здесь, как и в море Содружества, регулярно уменьшаются с юга на север, но имеют меньшие величины (от 4,0–5,2 до 1,9 см/год). Центральная часть линейной последовательности осложняется положительными магнитными аномалиями неспрединговой природы (рис. 6), которые связны с вытянутыми хребтами, выявленными по сейсмическим данным (рис. 4). Эти хребты располагаются под углом около 20° к простиранию спрединга морского дна и поэтому интерпретируются нами в качестве внутриплитных внедрений магматических пород, обусловленных действием плюма (горячей точки) Кергелен.
Австрало-Антарктическая котловина, юго-западная часть которой расположена в пределах площади исследований, отличается расчлененным рельефом, создаваемым крупными вытянутыми поднятиями и впадинами СЗ-ЮВ простирания (рис. 4). Образование этой котловины связано с расколом литосферы между Антарктидой и Австралией в позднемеловое время. Начальное раскрытие океана (в период от 33 до 18 хронов полярности) происходило в ультрамедленном режиме (при скоростях полуспрединга от 0,5 до 1,5 см в год (Tikku & Cande, 1999) с амагматическим спредингом и образованием в различной степени серпентинизированных перидотитовых поднятий (Лейченков и Гусева, 2006).
В пределах вулканической провинции Кергелен, кроме основного поднятия (собственно плато), нами выделена его окраина, фундамент которой залегает на более высоком гипсометрическом уровне по сравнению с окружающими океаническими котловинами и характеризуется протяженными внутренними отражениями, представляющими собой поверхности лавовых потоков (толщ). Мощность земной коры основной части плато составляет 15–18 км, а его окраины – 10–12 км. В пределах плато и его окраины обнаружены многочисленные массивные (т. е. без внутренней сейсмической расслоенности) поднятия изометричной и вытянутой формы (рис. 4), которые интерпретируются в качестве интрузивных тел и/или вулканических центров.
Природа земной коры южной части плато Кергелен до сих пор остается дискуссионной. Пока еще не ясно, имеет ли оно океаническое происхождение (как, например, Исландия или сопоставимое по размерам плат Онтонг-Ява в Тихом океане), образовавшись за счет избыточного магматизма в срединно-океанических хребтах и внутриплитного излияния базальтов, или изначально представляло собой микроконтинент с корой континентального типа, который был перекрыт вулканическими комплексами. В настоящее время достаточно убедительно доказана континентальная природа центральной части плато Кергелен (вместе с банкой Элан), расположенной между 53° и 58° ю.ш. (рис. 2). Свидетельствами этого являются: 1) геохимические особенности базальтов, изученных скважинами 747 и 750, указывающие на контаминацию мафических расплавов веществом континентальной литосферы (Storey et al., 1992); 2) обломки гранат-биотитовых гнейсов в конгломератах, вскрытых скважиной 1137 на банке Элан (Coffin et al., 2002); 3) докембрийские метаморфические породы, обнаруженные при драгировании поднятий фундамента в северной части котловины Лабуан (которая интерпретируется в качестве погруженной окраины плато Кергелен после разделения Австралийской и Антарктической плит (Montigni et al., 1993); 4) данные глубинных сейсмических зондирований в бассейне Раггатт (~58° ю.ш.), которые выявили сейсмически расслоенную толщу в нижней части земной коры с относительно низкими скоростями сейсмических волн (6,7 км/с) и анизотропию мантии, характерные для континентальной литосферы (Operto & Charvis, 1996).