Рифтогенные и палеосубдукционные бассейны Западной Антарктики и моря Скоша
Регистрационная карточка
1. Дубинин Евгений Павлович
2. зав сектором
3. Музей Землеведения, МГУ им. М.В. Ломоносова
4. 117449, Москва, Ленинские горы, д. 1
5. (095)9391484, [email protected]
1. Тетерин Дмитрий Евгеньевич
2. зам. зав. лабораторией
3. ГЕОХИ РАН, лаборатория геоморфологии и тектоники дна океана
4. 119991, Москва, ул.Косыгина, д. 19
5. (095)137-86-48, [email protected]
1. Кохан Андрей Валерьевич
2. аспирант
3. МГУ им. М.В.Ломоносова, географический факультет, кафедра геоморфологии и палеогеографии
4. 117449, Москва, Ленинские горы, д. 1
5. 89636767815, [email protected]
1. Курбатова Екатерина Сергеевна
2. студентка
3. МГУ им. М.В.Ломоносова, географический факультет, кафедра геоморфологии и палеогеографии
4. 117449, Москва, Ленинские горы, д. 1
5. 89260162373, [email protected]
Аннотация
В работе рассмотрены механизмы и история формирования осадочных бассейнов Западной Антарктики и моря Скоша. Их многообразие можно разделить на два: рифтогенные и палеосубдукционные. Многочисленные рифтогенные бассейны региона в свою очередь включают семь генетических подтипов, каждый со своими особенностями механизмов формирования и развития.
Дубинин Е.П.1, Тетерин Д.Е.2, Кохан А.В.1, Курбатова Е.С.1
1МГУ им. М.В.Ломоносова, Москва, Россия
2Институт Геохимии и Аналитической Химии им. В.И. Вернадского (ГЕОХИ) РАН, Москва, Россия
Рифтогенные и палеосубдукционные бассейны Западной Антарктики и моря Скоша
Сложность кайнозойской эволюции литосферы Западной Антарктики и моря Скоша предопределила развитие большого разнообразия осадочных бассейнов. Среди этого разнообразия можно выделить два основных типа: палеосубдукционные и рифтогенные бассейны. Первые приурочены к переходной зоне Антарктического полуострова и их формирование связано с прекращением субдукции литосферы хребта Тихоокеанского-Феникс под Антарктический полуостров в результате приближения этого хребта к зоне субдукции, и последующего развития пассивной континентальной окраины. Рифтогенные бассейны в рассматриваемом районе более разнообразны по особенностям своего происхождения и эволюции. Среди них можно выделить несколько геодинамических типов, различающихся по времени своего образования, геолого-геофизическим характеристикам и строению коры. 1). Бассейн рифтогенной пассивной континентальной окарины в море Амундсена. 2). Бассейны палеоспрединговых хребтов: Алук и Западного хребта Скоша. 3). Бассейны области континентального рифтинга и рассеянного спрединга в центральной части моря Скоша. 4). Бассейн задугового рифтинга Брансфильд. 5).Бассейн задугового спрединга – Восточный хребет Скоша. 6). Пул-эпарт бассейны южной сдвиговой границы плиты Скоша. 7). Небольшие бассейны с океанической корой на границе плиты Скоша и моря Уэдделла, сформированные при вращении микроконтинентов (бассейны Пауэлл и Джейн).
Бассейн эписубдукционной континентальной окраины моря Беллинсгаузена. Распределение линейных магнитных аномалий в юго-восточной части Тихого океана позволяет предполагать, что океаническая кора здесь генерировалась на двух спрединговых хребтах – Тихоокеанский-Феникс (ТФ) и Восточно-Тихоокеанском поднятии (ВТП) и пододвигалась под Антарктический континент [1,2,5]. Уменьшение номеров линейных аномалий по мере приближения к окраине западной Антарктиды свидетельствует о том, что спрединговый хребет ТФ в палеоген-неогеновое время приближался к зоне субдукции, а затем либо пододвинулся вместе с погружающейся плитой, либо "заклинил" поддвиг и остановился в районе глубоководного желоба. Последняя версия представляется наиболее вероятной, так как по мере приближения к зоне субдукции нагретой литосферы (имеющей положительную плавучесть), генерированной на оси спредингового хребта ТФ, процесс субдукции прекращается, а спрединг на этом хребте затухает. Прекращение процесса субдукции постепенно распространялось с запада на восток - от моря Амундсена в море Беллинсгаузена в сторону Антарктического полуострова. За прекращением субдукции последовало изостатическое выравнивание неуравновешенных морфоструктур (дуга-желоб) в течение первых миллионов лет. Интенсивные процессы ледниковой эрозии и осадконакопления довершили формирование характерного профиля пассивной континентальной окраины [1,2].
К западу от палеосубдукционного бассейна переходной зоны моря Беллинсгаузена располагается рифтогенный бассейн переходной окраины моря Амундсена. В ходе проведенного анализа и интерпретации новых данных совместно с накопленной к настоящему времени геолого-геофизической информацией, для этого региона, установлено, что переходная зона моря Амундсена формировалась как пассивная окраина атлантического типа с момента своего зарождения до настоящего времени в течение 83 млн. лет [2].
Бассейн палеоспредингового хребта Алук. Палеоспрединговый хребет Алук представляет собой северо-восточный реликтовый сегмент спрединговой системы ТФ, прекратившей свое существование 3.5 млн. лет назад в результате приближения к субдукционной окраине Антарктического полуострова.
Бассейн палеоспредингового хребта Западный Скоша занимает всю западную часть моря Скоша, сложенную океанической корой. Собственно Западный хребет Скоша располагается между разломной зоной Шеклтон и Фолклендским плато и простирается с юго-запада на северо-восток. Океаническая кора генерировалась на этом хребте в период с ≈28 млн. лет до ≈ 6.5 млн.лет со скоростью изменявшейся соответственно от 57 мм/год до 21 мм/год [5], после чего произошло прекращение спрединга и формирование структуры палеоспредингового хребта. По всей вероятности, прекращение спрединга связано со «столкновением» рифтовой трещины спредингового хребта с мощной континентальной корой Фолклендского плато, играющего в данном случае роль структурного барьера на пути продвигающейся рифтовой трещины Западного хребта Скоша. Столкновение рифтовой трещины с континентальным блоком, видимо, привело к перераспределению напряжений и формированию сдвиговой зоны вдоль северной граница плиты Скоша. Такой сценарий подтверждают и результаты, проведенного нами, физического моделирования.
Бассейны рассеянного рифтинга и диффузного спрединга в центральной части моря Скоша. Центральная часть моря Скоша представляет собой наиболее спекулятивную область с точки зрения ее происхождения и строения коры. Она состоит из ряда блоковых поднятий (Дискавери, Пири, Брюса и др.) с предположительно континентальной корой различной степени утонения и разделяющей их системы депрессий и котловин. Все они характеризуются различным рельефом поверхности дна и отражением в геофизических полях. Плато Пири и Брюс отделяются друг от друга котловиной Дове с глубинами дна в 3600-4600 м, которая согласно данным [3] подстилается океанической корой. Плато Брюса и Дискавери отделены друг от друга бассейном Скан, плоское дно которого, располагается на глубинах 2500-3000 м и сформировано отложениями контуритовых осадочных дрифтов. Рельеф региона к северу от 59° с.ш. сформирован значительно более погруженными (на глубину в 2.5-3.5 км) и расчлененными плато и котловинами. Анализ рельефа дна и аномального гравитационного поля дает возможность предположить, что блоки плато и возвышенностей, вероятно, сложены континентальной корой различной степени утонения некогда единого континентального массива, который испытал значительное растяжение и погружение. Впадины и глубокие котловины (например, Дове, Скан и др.), разделяющие поднятия, видимо, сформированы океанической корой, являющейся результатом проявления диффузного спрединга на участках полного утонения и разрыва сплошности континентальной коры.
Бассейн задугового рифтинга Брансфилд представляет собой протянувшийся более чем на 300 км с юго-запада на северо-восток рифтогенную впадину, расположенную между дугой Южно-Шетландских островов и Антарктическим полуостровом. Впадина пролива Брансфилд и континентальная часть Антарктического полуострова перекрыты осадочными отложениями мощностью около 1.5 км. Строение фундамента пролива Брансфилд определяется большим разнообразием структур, характерных для рифтовых зон. Плотностное моделирование свидетельствует о значительном увеличении плотности континентальной коры под проливом. Этот факт наряду с погружением бассейна может быть связан с растяжением и насыщением коры интрузивными телами в результате развития континентального рифтогенеза.
Раскрытие пролива Брансфилд рассматривается, как результат отката тяжелого субдуцирующего слэба литосферы в сторону океана, вызванного резким уменьшением скорости субдукции. Согласно другому сценарию, раскрытие пролива и формирование рифта происходило в результате продвижения тектонических деформаций со стороны хребта Южного Скоша. По всей видимости, остановка спрединга на хребте Алук привела к перераспределению сложной конфигурации осей растяжения и сжатия, связанных с взаимными перемещениями плит Антарктической, Скоша, Шетландской и Феникс, и явилась спусковым механизмом к началу продвижения деформаций растяжения со стороны хребта Южный Скоша и формированию бассейна задугового рифта Брансфилд.
Малые ритофгенные бассейны и пул-эпарт бассейныприурочены преимущественно к южной границе плиты Скоша, представляющей собой систему регионального левостороннего сдвига, осложненную участками локального растяжения. Примером пул-эпарт бассейнов, видимо, может служить локальные зоны растяжения, расположенные южнее банки Дискавери и банки Хердмана, а также локальная зона растяжения в проливе Филиппа. Малые рифтогенные бассейны представлены бассейнами Пауэлл и Джейн. Сдвиговые деформации, характерные для южной границы плиты Скоша, могли приводить к формированию локальных микроплит и микроконтинентов (Южно-Оркнейский микроконтинент), которые в отдельные интервалы времени могли независимо вращаться относительно материковой части Антарктики или других континентальных блоков, и, следовательно, были отделены от них дивергентными, конвергентными, или трансформными границами плит небольшой протяженности. О рифтогенной природе бассейна Пауэлл, расположенного между Южно-Оркнейским микроконтинентом и северо-восточной оконечностью Антарктического полуострова, свидетельствуют линейные магнитные аномалии, расположенные в поясе шириной около 100 км [6].
Наконец, бассейн Восточного хребта Скоша рассматривается, как пример наиболее изолированного и долгоживущего активно формирующегося задугового бассейна в мире. Генерация океанической коры на этом хребте началась более, чем 10 млн лет назад, и сейчас полная скорость спрединга достигает 65-70 мм/год.
Таким образом, сложная эволюция литосферы южной Западной Антарктики и моря Скоша привела к формированию палеосубдукционных и рифтогенных бассейнов. Среди последних выделяются несколько генетически различных типов, сформированных в разных геодинамических условиях рифтогенеза и спрединга.
Литература.
1. Дубинин Е.П., Галушкин С.А. История развития и термическая эволюция литосферы моря Беллинсгаузена // Геофизический журнал. М., 1990. Т.12. № 4. С.64-70.
2. Тетерин Д.Е. Рельеф дна, глубинное строение и геодинамика переходных зон западной Антарктиды. Автореферат канд. диссертации. 2008. 48 с.
3. Eagles G., Livermore R., Morris P. Small basins in the Scotis Sea: The Eocene Drake Passage gateway //Earth Planet Sci. Lett. 2006. 242. 343-353.
4. Larter R.D., Barker P.F. Effects of ridge crest - trench intraction on Antarctic-Phoenix spreading: forces on young subducting plate // J.Geophys.Res.1991.96.B12.19583-19607.
5. Maldonado, A., J.C. Balanyá, A. Barnolas, et al., Tectonics of an extinct ridge-transform intersection, Drake Passage (Antarctica), Marine Geophysical Researches 21: 43-68, 2000.
6. Surinach E., Galindo-Zaldivar J., Maldonado A., Livermore R. Large Amplitude magnetic anomalies in the Northern Sector of the Powell Basin, NE Antarctic Peninsula // Marine Geophys. Res. 1997. Vol. 19. P.65-80.