Особенности морфологии рельефа и структурообразования в рифтовой зоне хребта рейкьянес

РЕГИОНАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

УДК 551.242.23.001.57

Е.П. Дубинин1, А.В. Кохан2, А.Л. Грохольский3, А.В. Розова4

ОСОБЕННОСТИ МОРФОЛОГИИ РЕЛЬЕФА И СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В РИФТОВОЙ ЗОНЕ ХРЕБТА РЕЙКЬЯНЕС

В статье рассмотрены результаты анализа рельефа и структурообразования в рифтовой зоне хребта Рейкьянес. Хр. Рейкьянес обладает рядом аномалий строения, которые обусловлены влиянием астеносферного потока от исландской горячей точки, важнейшие из них — изменение реологических и мощностных параметров коры рифтовой зоны; переходная морфология; наклонный спрединг с системой эшелонированных вулканических хребтов в рифтовой зоне хребта. Для анализа морфологических и структурных особенностей составлены морфострук-турные схемы и проведены экспериментальные исследования. В экспериментах изменялись толщина хрупкого слоя модельной коры и ширина ослабленной зоны, моделирующей рифтовую зону. Изменение этих параметров в соответствии с природной ситуацией на хребте позволили получить в экспериментах сходную картину сегментации.

Ключевые слова: хребет Рейкьянес, спрединговые хребты, экспериментальное моделирование, структурообразование, наклонный спрединг, сегментация рифтовой зоны.

Введение. Хребет Рейкьянес протягивается на 1000 км от 56°47' с.ш. до 63°20' с.ш. на юго-запад от Исландии и представляет собой отрезок дивергентной границы плит между Евразийской и Северо-Амери-канской литосферными плитами (рис. 1, А). Севернее 64° хребет переходит в рифтовые структуры Исландии на п-ове Рейкьянес. На юге хребет отделяется трансформным разломом (ТР) Байт от северной части Срединно-Атлантического хребта (САХ) (рис. 1, Б). Скорость спрединга на хребте составляет от 18,5 мм/год в районе Исландии до 20,2 мм/год в районе ТР Байт [7].

Исследования рельефа дна и морфоструктурной сегментации хр. Рейкьянес показали закономерное изменение морфологии рифтовой зоны с севера на юг вдоль простирания хребта по мере удаления от Исландского мантийного плюма [4, 6, 17]. Такое же закономерное изменение было установлено с помощью сейсмических методов и в уменьшении толщины коры [10, 14, 16, 18]. Сейсмические исследования хребта показали, что толщина коры в восточной части п-ова Рейкьянес составляет 21—22 км, в районе 63° с.ш — 13—14 км [18], в районе 61° с.ш. — 9—10 км [10, 16], а в районе 58° с.ш. — 7,5—8 км [15]. Эти значения превышают характерные средние значения для медленно раздвигающегося Срединно-Атлантического хребта, составляющие 7,1±0,7 км [19].

Задача работы заключалась в выявлении закономерностей морфологии и характера структурообразования

в рифтовой зоне хр. Рейкьянес. Для ее реализации было проведено экспериментальное моделирование особенностей структурообразования на различных участках хр. Рейкьянес в условиях ультрамедленного, наклонного спрединга при изменяющемся термическом режиме литосферы рифтовой зоны.

Особенности кинематики и морфоструктурной сегментации хр. Рейкьянес. Отличительная черта кинематики хр. Рейкьянес — его наклонность к направлению растяжения на всем протяжении хребта при выдержанности его генерального простирания. Направление раздвижения плит изменяется от 96° на широте 58° с.ш. до 100° на широте 62° с.ш [3, 7]. Простирание хребта составляет 36°. Угол между простиранием хребта и направлением раздвижения плит 60—64°. Угол между нормалью к направлению спрединга и простиранием хребта составляет 26—30° (рис. 2) [14]. Раздвиговая компонента незначительно преобладает над сдвиговой (0,55 и 0,45 соответственно). Главный тренд хр. Рейкьянес оказался направленным на Исландию и отклонился от направления, ортогонального направлению спрединга, из-за действия мантийного плюма и генерированного им астеносферного потока.

На всем протяжении рифтовая зона хребта не нарушается ни одним трансформным разломом. Здесь выявлено только четыре крупных нетрансформных смещения с амплитудой 8—18 км (рис. 2, А) [6, 14]. Мелких нетрансформных смещений с амплитудой

1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Музей землеведения, сектор геодинамики, зав. сектором, профессор, докт. геол.-минерал. н., e-mail: dubinin08@rambler.ru

2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра геоморфологии и палеогеографии, аспирант, e-mail: kkkkk1987@mail.ru

3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Музей землеведения МГУ, ст. н. с., канд. геогр. н., e-mail: andregro@mail.ru

4 ООО «НИИ ТНН», отдел экологии и рационального природопользования, гл. специалист, канд. геогр. н., e-mail: RozovaAV@niitn. transneft.ru

Рис. 1. Рельеф дна Северной Атлантики [8] (А) и структурное положение хр. Рейкьянес (Б). Утолщенная сплошная линия — ось спре-динга, штриховые линии — У-образные линеаменты и массив сегментированной литосферы, пунктирные линии — крупные трансформные разломы; стрелками показано направление раздвижения с указанием значений скорости спрединга

смещения от 1 до 7 км на хребте выявлено 16. Они разделяют осевые вулканические хребты. Между 55°50' с.ш. и 63°00' с.ш. Б. Аппелгейт и А. Шор [6] выявили 86 вулканических хребтов (рис. 2, А). В крайней северной части хребта от 63° до 63°50' с.ш. зафиксировано 10 осевых вулканических хребтов длиной 9—25 км и подводных гор диаметром 5—15 км. Эти вулканические образования разделяются небольшими грабенами глубиной 40—70 м [9].

Важнейшая особенность хребта — смена морфологии и увеличение глубины дна рифтовой долины по мере удаления на юг от исландской термической аномалии (рис. 3). В северной части хребет характеризуется осевым поднятием, присущим быстроспре-динговым хребтам (рис. 3, А—Д). В районе 59° с.ш. на протяжении 150 км происходит смена морфологии. Этот район характеризуется переходным рельефом с хаотическим чередованием впадин и возвышенностей (рис. 3, Е, Ж). Рифтовая ось находится на глубине 1200—1400 м. Южнее простирается типичная для мед-ленно-спрединговых хребтов осевая долина шириной до 15 км. Глубина дна долины составляет от 2000 до 2500 м на крайнем юге хребта [14] (рис. 3, З—М).

Существенно наклонный спрединг обусловливает образование вдоль всего хр. Рейкьянес системы закономерно расположенных разломов и вулканических хребтов, которые создают уникальный тип сегментации (рис. 2).

Морфология осевой зоны характеризуется наличием 8-образных осевых вулканических хребтов, выстраивающихся все более ортогонально относительно направления спрединга, нежели рифтовая зона хребта в целом. Они смещаются один относительно другого вдоль простирания к востоку, в результате чего ось хребта приобретает эшелонированный вид в плане. Их простирание составляет в среднем 15—22°, изменяясь от 3 до 45° (рис. 2). Длина осевых хребтов колеблется от 5 до 40 км, высота от 50 до 200 м на севере и от 200 до 500 м на юге хребта [6]. Они образуются над разломами, которые благодаря своему наклону к общему направлению простирания хр. Рейкьянес ограничены по длине шириной рифтовой зоны с относительно небольшой мощностью хрупкого слоя. Эти нарушения используются расплавом как каналы для излияния на поверхность дна и последующего формирования осевых вулканических хребтов. Нарушения ограничены

Рис. 2. Структурный план участка хребта от 57° с.ш. до 62° с.ш (А), по [14] с дополнениями. С севера на юг наблюдается уменьшение длины осевых вулканических сегментов и увеличение размеров смещений, а также сокращение величины перекрытий: 1 — ось спрединга; 2 — осевые вулканические хребты; 3 — бассейны НТС; 4 — вулканические постройки; 5 — разломы, субпараллельные осевым вулканическим хребтами; 6 — разломы, субпараллельные рифтовой зоне хребта. Б — кинематическая схема хр. Рейкьянес: 99° — направление раздвижения плит, 36° — простирание рифтовой зоны хребта, 22° — простирание осевых вулканических хребтов. Осевые вулканические хребты выстраиваются под углом в 70—75° к направлению растяжения

внутренней долиной рифтовой зоны и, как правило, не проникают за ее пределы в область ограничивающих ее бортов с более мощной литосферой.

Между 57°36' с.ш. и 57°51' с.ш. на хр. Рейкьянес расположен сегмент, который был детально изучен по программе RAMESSES [13, 15]. Здесь впервые под рифтовой зоной с медленным спредингом зафиксирована коровая магматическая камера. Осевой вулканический хребет с центром на 57°45' с.ш. расположен над значительным магматическим телом в коре, находящимся на глубине на 2,5 км ниже поверхности

уровня дна. Оно состоит из корово-мантийной смеси, содержащей не менее 20% расплава, с линзой расплава на вершине тела [14].

Во внеосевой морфологии хр. Рейкьянес обнаружены аномалии: У-образные или стропилообразные хребты протягиваются под углами 10—15° к рифтовой оси хребта, соединяясь с ним в районе 58 и 60° с.ш. (рис. 1, Б). Их происхождение связывают с миграцией расплава от Исландского плюма и эпизодическими изменениями его потенциальной температуры на 30—40 °С [11].

Рис. 3. Изменение осевой морфологии рифтовой зоны вдоль простирания хр. Рейкьянес, вдольосевые вариации глубины дна и различные порядки сегментации хребта (вверху, по [14]). Штриховая линия — длинноволновая сегментация, пунктирная — средневолновая сегментация, сплошная — коротковолновая сегментация. Внизу — поперечные батиметрические профили через рифтовую зону, построенные по [12]

Таким образом, хр. Рейкьянес можно охарактеризовать как аномальный участок системы СОХ. Его аномальные свойства, по всей видимости, объясняются близостью хребта к исландской термической аномалии, проявляющейся в перемещении потока сильно прогретого астеносферного вещества. К особенностям строения хребта относятся: 1) смена морфологии от осевого поднятия до рифтовой долины вдоль простирания хребта; 2) наклонный относительно хребта спрединг; 3) повышенная плотность вулканических построек; 4) наличие протяженных б'-образ-ных в плане осевых вулканических хребтов, более ортогональных к направлению спрединга, нежели общий тренд хребта; 5) отсутствие трансформных нарушений; 6) наличие У-образных хребтов; 7) осевая

магматическая камера, расположенная под осевыми вулканическими хребтами.

Рельеф осевой зоны хребта и особенности его изменения с юга на север. Изменение морфологии рифтовой зоны от рифтовой долины к осевому поднятию на хр. Рейкьянес сопровождается закономерным изменением параметров сегментов. Сегменты в северной части хребта с морфологией осевого поднятия оказываются в среднем на 10 км длиннее, чем сегменты, имеющие морфологию рифтовой долины. При изменении морфологии от переходного типа к рифтовой долине вдоль простирания хр. Рейкьянес длина сегментов уменьшается, а длина межсегментных нетранс-формных смещений сегментов возрастает (рис. 2).

Изменение морфологии от осевого поднятия к рифтовой долине происходит постепенно, через зону

с переходной морфологией (рис. 2, 3). Рифтовая зона с переходной морфологией обычно представлена несколькими характерными формами рельефа [2]. Крупнейшая форма переходного рельефа — рифтовая долина с редуцированными по амплитуде граничными сбросами (рис. 3, М). В пределах долины возникает срединное неовулканическое поднятие, при дальнейшем сокращении амплитуды граничных сбросов оно становится все более выраженным в пределах более крупного осевого поднятия. При приближении к областям с осевыми поднятиями от рифтовой долины остаются лишь две небольшие впадины у подножия крупного поднятия (рис. 3, Ж—З). Затем и они исчезают, и тогда рифтовая зона окончательно приобретает морфологию осевого поднятия (рис. 3, Г, Д).

Главная особенность рельефа переходного типа — образование срединного поднятия, которое может быть расположено непосредственно на вершине крупного поднятия или опущено по сбросам в пределы крупного грабена (рис. 3).

Эти особенности рельефа дна, вероятно, отражают изменения формы и размеров магматических очагов литосферы в пределах осевой зоны. Их развитие и формирование определяют сложный характер реологических свойств вещества литосферы и верхней мантии, а рельеф поверхности дна служит чутким индикатором их изменения [2].

На юге хр. Рейкьянес ось спрединга расположена в пределах У-образной рифтовой долины, ширина которой на 58°00' с.ш. составляет 40 км, а перепад высот между рифтовыми горами флангов и самыми глубокими котловинами поперек оси спрединга достигает 1400—1600 м (рис. 3, К—М). При продвижении к северу от ТР Байт в сторону 58°47' с.ш. глубина рифтовой долины постепенно уменьшается от 1300 до 550 м, а ее ширина практически не изменяется. В зависимости от особенностей конкретного сегмента она может составлять от 20 до 43 км. Осевая часть рифтовой долины повсеместно представлена крупным поднятием шириной от 8 до 20 км и высотой 300—900 м. Далее на север в его пределах расположено вулканическое срединное поднятие высотой 200—400 м (рис. 3, И, К). Но в этой части хребта вершина поднятия опущена на 200—500 м и более в пределы рифтовой долины. На север от 58°47' с.ш. осевое поднятие возвышается над бровками редуцированной рифтовой долины (рис. 3, Ж, З). Здесь амплитуда смещений по ее граничным сбросам сокращается до 300—400 м. Высота крупного поднятия при этом достигает 600—800 м. Однако граничные сбросы сохраняют выраженность, несмотря на очень низкую амплитуду смещений практически вдоль всего хребта (рис. 3).

В целом механизм изменения макрорельефа хребта похож на механизм, характерный для спрединговых хребтов со средней скоростью спрединга и переходной морфологией [2]. Но главная особенность морфологических изменений на хр. Рейкьянес заключается

в усилении температурного влияния горячей точки и увеличении поступления расплава при незначительных изменениях скорости спрединга.

Для более подробного анализа рельефа осевой зоны на основе батиметрических карт [12] нами составлены морфоструктурные схемы на ключевые участки в пределах южной и северной провинций хребта (рис. 4). В южной части хребта определяющая макроформа рельефа — рифтовая долина с максимальной глубиной до 2500 м, шириной по бровкам 40—50 км (рис. 4, А, Б). Долина окружена с запада и востока поднятиями фланговых гор. Переход к ним маркируется крупными граничными сбросами, либо одиночными, либо объединенными в группы и формирующими ступени рифтовых террас. Рельеф дна внутренней долины с наиболее активными проявлениями вулканизма сформирован плоскими, выровненными лавовыми потоками и системой осевых вулканических хребтов. Ширина внутренней долины достигает 10—20 км. В ее пределах на этом участке выявлено 7 8-образных в плане крупных вулканических хребтов, это периклинальные формы, сформированные сросшимися вулканическими постройками. Их высота составляет 600—800 м, минимальная глубина над центральными частями 1600^1500 м, длина 8—30 км, ширина 3—5 км. Среди вулканических образований отмечены отдельные вулканические постройки конического и щитового типов высотой 50—150 м.

У окончаний древних хребтов формируются молодые протохребты, представленные вулканическими постройками высотой 100—200 м. Они фиксируются на расстоянии 1—2 км от окончаний современных осевых вулканических хребтов и местами формируются в пределах впадин НТС. Осевые вулканические хребты смещены к востоку на расстояние от 1 до 18 км. Амплитуда смещения, отделяющего одиночный вулканический хребет на 57°50' с.ш., достигает 18 км на юге и 15 км на севере. Смещение характеризуется крупным бассейном с максимальной глубиной до 2400—2500 м. Менее крупное смещение расположено в районе 58°35' с.ш., 31°15' з.д. Здесь величина смещения достигает 6 км, а максимальная глубина дна 2200 м. Севернее находится еще одно смещение с похожими параметрами.

В осевой зоне рифтовой долины прослеживаются три сегмента (рис. 4, А, Б). В центральном сегменте участка отмечено уменьшение намагниченности, остаточной мантийной аномалии Буге (МАБ), скорости спрединга, длины и высоты хребтов и предположительно их возраста [13]. Борта рифтовой долины сформированы крупными одиночными сбросами с величиной смещения 700—1000 м либо группами сбросов с амплитудой 200—500 м. В результате сбро-сообразования формируются запрокинутые блоки риф-товых террас, уклон поверхности которых направлен в сторону от рифтовой оси. В их тыловых частях формируются небольшие присбросовые впадины, которые,

Рис. 4. Батиметрические карты, по [12], и морфоструктурные схемы на южный (А и Б) и северный (В и Г) участки хр. Рейкьянес: 1 — осевые вулканические хребты; 2 — бассейны НТС и их следы вне оси (южный участок), грабенообразные понижения (северный участок); 3 — древние вулканические хребты; 4 — осевые вулканические протохребты (южный участок), отдельные вулканические горы (северный участок); 5 — поднятия фланговых гор; 6 — днище рифтовой долины (южный участок), вершинная поверхность осевого горстоообразного поднятия (северный участок); 7 — борта рифтовой долины (южный участок), склоны осевого поднятия (северный участок); 8 — фланговые горы (южный участок), подножие склонов осевого поднятия (северный участок); 9 — разломы; 10 — отдельные

вулканические постройки; 11 — ось спрединга; 12 — направление спрединга

как правило, представляют собой древние бассейны НТС, смещенные в сторону от оси. Такие следы прослеживаются вне оси на всю ширину участка в районе НТС. Осевые вулканические хребты расположены более ортогонально к направлению растяжения, чем тренд рифтовой долины. Морфоструктуры (сбросы, рифтовые террасы, древние бассейны НТС) на удалении 15—20 км от оси выстраиваются также более ортогонально растяжению. На удалении более 20 км структуры выстраиваются параллельно рифтовой оси хребта. В пределах фланговых поднятий наблюдается сильно пересеченный рельеф в виде крупных поднятий, достигающих глубины 1200—1300 м. Их разделяют глубокие присбросовые впадины с относительной

глубиной 500—800 м. Раздвижение плит носит в целом асимметричный характер, а аккреция коры происходит в основном в восточном направлении [13]. Вероятно, вследствие этого рельеф западного фланга хребта более выровненный и отличается меньшей глубиной (в среднем на 200—400 м).

В северной части хребта определяющая макроформа рельефа — горстообразное осевое поднятие шириной 40—50 км (рис. 4, В, Г). В центральной его части расположены осевые вулканические хребты длиной 15—35 км. Их высота достигает 150—400 м, минимальная глубина в центре 400—600 м. Ширина хребтов до 4—10 км. Отдельные вулканические постройки на этом участке гораздо многочисленнее, их

высота достигает 200—300 м. Здесь также встречаются крупные отдельно стоящие подводные горы: крупнейшие из них имеют округлую форму, диаметр 3—5 км, высоту 600—700 м. Осевые вулканические хребты смещаются на восток на 1—4 км. Крупные НТС здесь отсутствуют, хребты разделены небольшими грабенами глубиной 150—200 м. В северной части участка с обеих сторон от рифтовой зоны расположены грабены глубиной 200—300 м. Они отделяют наклоненные к оси системы поднятий, которые представляют собой наиболее древний У-образный в плане хребет (рис. 1, Б). Сбросообразование в пределах участка сильно редуцировано. Амплитуда крупнейших сбросов составляет 100—300 м. Сбросы, ограничивающие осевое поднятие, характеризуются амплитудой до 1000 м. Здесь через крутые склоны поднятие переходит в днища окружающих котловин. На протяжении 6—7 км перепад глубин составляет 1000—1300 м.

Таким образом, изменение морфологии хребта с севера на юг напрямую связано с влиянием исландской термической аномалии, а для всего хребта характерна переходная морфология. При этом переход от осевых долин к осевым поднятиям осуществляется постепенно, посредством уменьшения амплитуды граничных сбросов рифтовой долины и увеличения размеров срединного поднятия и крупного поднятия. Граничные сбросы тем не менее прослеживаются практически вдоль всей длины хребта. Изменения морфологии хребта, видимо, обусловлены формой, размерами и развитием разноглубинных коровых магматических очагов, подобных тому, который был обнаружен в области исследований по проекту ЯАМЕ88Е8.

Аналоговое моделирование структурообразования в рифтовой зоне хребта. Постановка экспериментов.

Эксперименты проводили с учетом критериев подобия [5] на установке, модельном материале и по методике, описанным в работе [1].

Скорость растяжения в модели составляла ~1,5-10-5 м/с. Ослабленная рифтовая зона задавалась под углом 60° к направлению растяжения в соответствии с кинематикой спрединга на хребте (рис. 2, Б).

В модели изменяли следующие параметры: 1) ширину (Ж) зоны прогрева (рифтовой зоны), 2) толщину (Н) хрупкого слоя коры в осевой зоне. Эксперименты учитывали геодинамические условия трех выделенных на хребте провинций.

Условия переходной провинции хребта моделировались в экспериментах с параметрами Н = 2^3 мм и Ж = 2^3 см. И наконец, условия для южной провинции с морфологией осевой долины выполнялись в экспериментах с Н = 3, 4 мм и Ж= 2^2,5 см.

Результаты моделирования и их обсуждение. 1. Образующиеся при растяжении осевые трещины имели 8-образную в плане форму и эшелонированное распределение вдоль рифтовой зоны (рис. 5, А).

2. В пределах тонкой модельной литосферы и относительно широкой ослабленной зоны трещины отличались значительными размерами, хорошей выраженностью и в то же время рассредоточенностью по всей ширине ослабленной зоны (рис. 5). Мелкие трещины здесь практически отсутствовали. Изначально трещины закладывались под углом ~70—80° к направлению растяжения (рис. 5, А2, А3). Уменьшение ширины ослабленной зоны приводило к уменьшению угла наклона образующихся трещин относительно направления растяжения (рис. 5, А).

3. При моделировании северной части центральной провинции результаты были схожи с результатами моделирования северной провинции (ср. рис. 5, А1 и 5, Б1). При увеличении толщины хрупкого слоя в модели размер трещин и смещение между ними в экспериментах с одинаковыми параметрами могли различаться от опыта к опыту (рис. 5, Б2, Б3). В этих случаях проявляются локальные трещины, которые выстраиваются более параллельно направлению ослабленной зоны. Если наряду с увеличением толщины хрупкого слоя уменьшалась ширина ослабленной зоны, в модели формировалась более мелкая сегментация, т.е. размер трещин и смещение между ними уменьшались (рис. 5, Б3).

4. При моделировании южной провинции хребта трещины носили ярко выраженный мелкосегменти-рованный характер (рис. 5, В2). Они отличались небольшими размерами, возрастала роль небольших смещений между ними, развивающихся по типу не-трансформных. Мелкие трещины формировали более крупные сегменты и закладывались непосредственно ортогонально спредингу (рис. 5, В), иногда под углом 75^80° (рис. 5, В3). В некоторых трещинах присутствовали короткие сдвиговые сегменты, которые простирались под углом 20^50° к направлению растяжения (рис. 5, В1—В3). В экспериментах при увеличении хрупкого слоя в ослабленной зоне до 3—4 мм и уменьшении ширины ослабленной зоны поле трещин становится менее рассредоточенным, их число увеличивается. Строение трещин приобретает неправильные черты, отклоняясь от 8-образной формы (рис. 5, В).

Эксперименты показали различия в морфологии трещин в зависимости от толщины хрупкого слоя литосферы. Степень их сегментированности возрастает с увеличением его мощности. В реальных условиях по трещинам закладываются осевые магматические хребты, так как расплав использует их для продвижения к поверхности. В более крупном масштабе в модели трещины соответствуют сегментации всей зоны нарушений. Напряжения между крупными трещинами реализуются через мелкие нарушения или скопления микротрещин похожего простирания. При движении на юг с увеличением мощности хрупкого слоя лито-

Рис. 5. Экспериментальное моделирование структурообразования в осевой зоне хр. Рейкьянес. Эксперименты, воспроизводящие условия: А — северной провинции

сферы хребты становятся короче. В то же время смещения между ними увеличиваются по сравнению с северными провинциями хребта. Результаты экспериментов выявили соответствие природным аналогам (рис. 5).

Образующиеся в экспериментах эшелоны 8-об-разных трещин смещались одна относительно другой в одну сторону. Их простирание составляло Zp = = 70^80° к оси растяжения (рис. 5), т.е. они стремились занять более ортогональное направление к направлению растяжения, чем общее простирание ослабленной и утоненной рифтовой зоны.

Таким образом, особенности морфологии рифто-вой зоны хр. Рейкьянес и характер структурообра-зования при разрушении хрупкой части литосферы изменяются по мере удаления от Исландии. В значительной степени это обусловлено изменением степени прогретости мантии (шириной зоны прогрева), наличием или отсутствием коровых короткоживущих магматических очагов и толщиной эффективно-упругого слоя осевой литосферы.

Заключение. Особенности морфологии и структурообразования на хр. Рейкьянес, а также данные экспериментального моделирования подтверждают предположение об определяющей роли исландской термической аномалии в формировании его рельефа и структурного плана. Ее воздействие приводит к повышению температуры мантии, повышенному маг-моснабжению, увеличению толщины коры, а также изменению ее реологических свойств. Вследствие этого происходит формирование наклонного к направлению спрединга общего тренда хребта, ориентированного в направлении горячей точки.

Проведенный нами анализ поперечных батиметрических профилей показал, что изменение морфологии хр. Рейкьянес происходит посредством закономерной смены форм рельефа: крупного поднятия, срединного поднятия и рифтовой долины. По мере продвижения на юг от Исландии происходит увеличение высоты поднятия и постепенное его погружение в зарождающуюся рифтовую долину с все более значительной величиной смещения по граничным сбросам. В процессе развития размеры крупного поднятия также постепенно сокращаются, ему на смену приходят поднятия фланговых гор и системы сбросовых террас.

Экспериментальные исследования показали, что структурообразование в пределах рифтовой зоны хребта определяется наклонным спредингом, разной шириной ослабленной зоны и величиной хрупкого слоя коры на оси спрединга. В таких условиях в ослабленной зоне формируются эшелоны 8-образных трещин. По ним на поверхность проникает расплав и образуются осевые вулканические хребты похожей 8-образной формы.

Таким образом, даже при низкой скорости спре-динга на хр. Рейкьянес изменение толщины хрупкого слоя, ширины рифтовой зоны и температуры мантии вызывает изменение морфологии рифтовой зоны от типичных для САХ рифтовых долин к переходному типу и далее к осевым поднятиям, по форме и размерам аналогичным поднятиям быстроспрединговых хребтов.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. Экспериментальное моделирование структурообразующих деформаций в риф-товых зонах срединно-океанических хребтов // Геотектоника. 2006. № 1. С. 76—94.

2. Дубинин Е.П., Розова А.В., Свешников А.А. Эндогенная природа изменений рельефа дна рифтовых зон срединно-океанических хребтов с переходной морфологией // Океанология. 2009. Т. 49, № 2. C. 287—303.

3. Меркурьев С.А., Де Метц Ч., Гуревич Н.И. Эволюция геодинамического режима аккреции коры у оси хребта Рейкьянес, Атлантический океан // Геотектоника. 2009. № 3. С. 14—29.

4. Сборщиков И.М., Руденко М.В. Структура рифтовой зоны хребта Рейкьянес и исландская термальная аномалия // Геотектоника. 1985. № 2. С. 88—103.

5. Шеменда А.И. Критерии подобия при механическом моделировании тектонических процессов // Геология и геофизика. 1983. № 10. С. 10—19.

6. Appelgate B., Shor A.N. The northern Mid-Atlantic and Reykjanes Ridges: spreading center morphology between 55°50'N and 63°00'N // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, N B9. P. 17935—17956.

7. De Mets C., Gordon R.G., Argus D.F., Stein S. Current plate motions // Geophys. J. Int. 1990. Vol. 101. P. 425—478.

8. General Bathymetric Chart of the Ocean. 2009. Ver. 2. URL: http://www.marine-geo.org

9. Hoskuldsson A., Hey R., Kjartansson E., Gudmundsson G.B. The Reykjanes Ridge between 63°10' N and Iceland // J. of Geo-dynamics. 2007. Vol. 43. P. 73—86.

10. Jacoby W, Weigel W., Fedorova T. Crustal structure of the Reykjanes Ridge near 62°N on the basis of seismic refraction and gravity data // J. of Geodynamics. 2007. Vol. 43. P. 55—72.

11. Jones S.M. Test of a ridge-plume interaction model using oceanic crustal structure around Iceland // Earth Planet. Sci. Lett. 2003. Vol. 208. P. 205—218.

12. Keeton J.A., Searle R.C., Parsons B. et al. Bathymetry of the Reykjanes Ridge // Mar. Geophys. Res. 1997. Vol. 19. P 55—64.

13. Peirce C., Sinha M.C. Life and death of axial volcanic ridges: Segmentation and crustal accretion at the Reykjanes Ridge // Earth Planet. Sci. Lett. 2008. Vol. 274. P. 112—120.

14. Searle R.C., Keeton J.A., Owens R.B. et al. The Reykjanes Ridge: structure and tectonics of a hot-spot-influenced, slow-spreading ridge, from multibeam bathymetry, gravity and magnetic investigations // Earth Planet. Sci. Lett. 1998. Vol. 160. P. 463—478.

15. Sinha M.C., Constable S.C., Peirce C. et al. Magmatic processes at slow spreading ridges: implications of the RAMESSES experiment at 57°45' North on the Mid-Atlantic Ridge // Geophys. J. Int. 1998. Vol. 135. P. 731—745.

16. Smallwood J.R., White R.S. Crustal accretion at the Reykjanes Ridge, 61—62°N // J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103. P. 5185—5201.

17. Vogt P.R., Avery O.E. Detailed magnetic surveys in the north-east Atlantic and Labrador Sea // J. Geophys. Res. 1974. Vol. 79. P. 363—389.

18. Weir N.R.W., White R.S., Brandsdottir B. et al. RISE Fieldwork team, Crustal structure of the northern Reykjanes ridge and Reykjanes peninsula // J. Geophys. Res. 2001. Vol. 106. N B4. P. 6347—6368.

19. White, R.S., McKenzie D., O'Nions R.K. Oceanic crustal thickness from seismic measurements and rare earth element inversions // J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97. N 19. P. 19683—19715.

Поступила в редакцию 17.06.2010

E.P. Dubinin, A.V. Kokhan, A.L. Grokholsky, A.V. Rosova

SPECIFIC FEATURES OF RELIEF MORPHOLOGY AND STRUCTURE FORMATION IN THE

RIFT ZONE OF THE REYKJANES RIDGE

Specific features of structure formation and segmentation of the super-slow spreading Reykjanes Ridge are described. The large-scale axial morphology changes with the growing distance from the Icelandic mantle plume, i.e. from the large upland to the mid ridge and the rift valley. Morphostructural schemes for the sites with different morphology made it possible to reveal the character of changes in the axial morphostructural segmentation of the rift zone. Experimental modeling proved that the leading factors of structure formation of the Reykjanes Ridge are the depth of the axial lithosphere, width of the heating area of the rift zone and the oblique position of the ridge relative to the direction of spreading.

Key words: the Reykjanes Ridge, spreading ridges, experimental modeling, structure formation, relief of the rift zone.