Физика Земли, 2023, № 4, стр. 53-64

Дугообразная полоса (дуга) А

Результаты этой оценки расположения и изменения величины векторов скоростей смещений GPS-станций в дугообразной полосе (рис. 1, рис. 2) изложены в упомянутой статье [Шевченко и др., 2021].

Геодезические измерения показали, что скорости восточных смещения GPS-станций в пределах рассматриваемой дугообразной полосы увеличиваются в направлении с запада на восток.. На графике “скорость–долгота” (см. рис. 3, А) линия аппроксимации, отвечающая дугообразной полосе А, характеризуется соответствующим наклоном.

Рис. 3.

Графики увеличения с запада на восток скоростей полных горизонтальных смещений GPS-станций в пределах дугообразнвх полос (дуг) А и С и неизменности скоростей смещений станций в дуге В (по данным [SOPAC] за все время GPS-измерений. Местоположение выделенных дугообразных полос А, В и С см. на рис. 1, рис. 2 (графики построены И.С. Крупенниковой).

Такая картина не может быть получена простым смещением сЕк. Она однозначно указывает на увеличение длины, на удлинение на 4–10 мм/год дугообразной полосы (рис. 1) или полосы А (рис. 2). В упомянутой статье рассмотрены и отклонены пять вариантов геодинамической интерпретации этого удлинения. Наиболее вероятной причиной удлинения, по нашему мнению, служит, по-видимому, увеличение объема, объемное расширение, объемный распор слоистых пород земной коры/литосферы территории полосы [Шевченко и др., 2021].

Неясными остаются, по крайней мере, два вопроса. Во-первых, свойственно ли такое удлинение рассмотренной дугообразной полосы (на рис. 1 или дуги А на рис. 2) другим частям сЕк, или это единственное в своем роде явление? Во-вторых, перемещается ли сЕк (неотъемлемая часть Евразиатского континента) в восточном направлении так, как это подразумевается в рамках плейттектонической концепции, и одновременно удлиняется, или видимость восточного перемещения создается в результате только удлинения сЕк в этом же направлении?

В попытке получить ответ на первый из этих вопросов обратимся к той менее освещенной геодезическими измерениями части территории сЕк, которая располагается непосредственно севернее дуги А (рис. 2).

Севернее этой последней можно выделить (в том числе по аналогии с этой дугой А) еще две дугообразных полосы – дугу В (о.Исландия–Фенноскандия, GPS-станции NRIL–YAKT–MAGO) и предполагаемую дугу С (о.Шпицберген, станция NALL на западе и Чукотский полуостров, станция BILI на востоке). В пределах этих двух полос векторы скоростей смещений в восточном направлении немногочисленных GPS-станций демонстрируют расположение в плане, аналогичное таковому в предыдущей полосе А. Промежутки между перечисленными дугами – это полосы, не затронутые геодезическими измерениями.

Для ответа на второй вопрос необходимо обратиться к доступным материалам по кинематике и геодинамике евразиатской части Атлантического океана.

Необходимо отметить, что подавляющая часть дугообразной полосы В располагается в пределах Евразиатского континента. Но небольшой ее участок на западном окончании полосы (включая о.Исландия) относится к Атлантическому океану. Этот участок на рис. 2 обозначен буквой b. Континентальную и океаническую части полосы В приходится рассматривать раздельно.

Континентальная часть дугообразной полосы (дуги) В

На всем протяжении континентальной части дугообразной полосы B почти все GPS-станции, в отличие от станций дуги А, характеризуются скоростями горизонтального смещения в восточном направлении, близкими к 22 мм/год [SOPAC]. В результате на всем графике “скорость–долгота”, отвечающем континентальному интервалу дуги, линия аппроксимации, в отличие от такой же линии для дугообразной полосы А (рис. 2, рис. 3, дуга A), располагается практически горизонтально (рис. 3, B).

Это указывает на отсутствие в пределах континентальной части дуги В каких-либо направленных изменений скоростей горизонтальных смещений GPS-станций. Приведенные данные означают, что соответствующая часть Евразиатского континента смещается в восточном направлении как практически единое неизменное целое. Но, тем не менее, та часть континента, которая отвечает дуге А, смещается иначе.

Дугообразная полоса (дуга) С

Расположенная еще далее на север дуга С в значительной степени домысливается по аналогии с двумя предыдущими дугами. Она опирается всего на две станции GPS-измерений – на о. Шпицберген (NALL) на западе дуги и на Чукотском полуострове (BILI) на востоке (рис. 2). В первом случае полный вектор горизонтального смещения (~17–18 мм/год) ориентирован в СВ направлении, во втором (~20–21 мм/год) – в ЮВ направлении [SOPAC]. Приведенные цифры позволили показать возможное положение линии апроксимации. Она, при всей ее недостаточной обоснованности, определенно свидетельствует в пользу того, что та часть сЕк, которая соответствует дуге С, в отличие от предыдущей дуги В, перемещается в восточном направлении с некоторым в этом же направлении увеличением скорости. Об этом свидетельствует наклонность упомянутой линии апроксимации. При этом наклоны таких линий, отвечающих дугам А и С, оказываются практически одинаковыми, что означает сходное увеличение скоростей восточных смещений GPS-станций этих двух дуг.

Таким образом, можно говорить о том, что территории, соответствующие, с одной стороны, южной (дуга А) и, по-видимому, северной (дуга С) частям сЕк, и, с другой стороны, промежуточной между ними части (дуга В), смещаются в восточном направлении по-разному. В первом случае с ускорением, во втором – без такового. Для получения более детальной картины необходима значительно более высокая степень GPS-изученности территории рассматриваемой части Евразиатского континента.

Океаническая часть дугообразной полосы (дуги) В

Как уже отмечалось, в состав Евразиатской литосферной плиты, кроме значительной части континента Евразия, включают прилегающую к нему часть акватории Атлантического океана (рис. 1, рис. 2). Эта его часть ограничена на востоке континентальным склоном Евразиатского континента, а на западе – осевым рифтом Срединно-Атлантического хребта, на юге юге – Азоро-Гибралтарской разломной зоной.

Включение прилегающей к континенту части коры/литосферы Атлантики в состав Евразиатской плиты обосновывается в рамках плейттектонической концепции отсутствием сейсмичности на границе между континентальной и океанической частями плиты [Зоненшайн и др., 1979]. Геодезические GPS-измерения на восточной, евразиатской половине о. Исландия (станция HOFN, океаническая подзона b дугообразной полосы В на рис. 2) показали, что полная горизонтальная скорость СВ смещения названной станции равна 20.4 мм/год [SOPAC] (рис. 3). Эта скорость, по нашему мнению, может быть сопоставлена, соотнесена, наиболее вероятно, со скоростями смещений других станций, входящих в упомянутую дугу В. Такое сходство скоростей смещений станции на океанической коре и станций на континентальной коре может быть истолковано как подтверждение принадлежности океанической подзоны b и всей остальной континентальной территории дугообразной полосы B к одной и той же Евразиатской литосферной плите.

Если предположить, оставаясь в рамках плейттектонической концепции, что сЕк, рассмотренная часть Евразиатского континента, перемещается в восточном направлении как упоминавшаяся “пассивная жесткая пластина”, то к западу от нее должна возникнуть область субгоризонтально ориентированного в направлении ~З–В растяжения какой-то части земной коры/литосферы. Может образоваться ее утонение, разрывы, зияния. В результате в тыльной части перемещающегося на восток континента Евразия может (должна?) возникнуть океаническая впадина.

Изучение океанической части Евразиатской литосферной плиты проще всего начать с рассмотрения некоторых материалов по территории о.Исландия. Данные о современной кинематике коры/литосферы этой части Атлантического океана можно получить на этом острове. Он расположен в пределах Срединно-Атлантического хребта. Осевые части срединно-океанических хребтов, в том числе и на упомянутом острове, рассечены продольной рифтовой долиной. При ее образовании происходит раздвижение бортов рифта и опускание его днища, а также накопление вулканогенного материала основного состава в рифте, на склонах хребта и на смежной территории океанического дна. Не вызывают сомнения явные признаки обстановки субгоризонтального растяжения, характерные для океанических рифтов – сбросы, сдвиги, раздвиги, зияющие трещины, многочисленные дайки основных пород (базальтов). Их морфология указывает на то, что они образовались путем свободного заполнения открывающихся трещин магматическим материалом [Зоненшайн и др., 1979; Трифонов, 1983]. Эти дайки слагают до 5–10–15% объема пород в полосе рифта на упомянутом острове [Ломизе, 1976].

В рамках плейттектонической концепции образование интересующей нас части Атлантического океана связывают обычно с дивергентным раздвижением смежных континентальных Евразиатской и Северо-Американской литосферных плит, с их удалением друг от друга в восточном и западном направлениях соответственно. Результаты геодезических измерений на этих континентах согласуются с таким представлением (см. рис. 1, рис. 2, а также [Heflin et al., 2004; и др.]). По поводу механизма такого раздвижения существуют разные точки зрения. Наиболее распространено мнение, что оно происходит в обстановке общего субгоризонтального растяжения – например, под действием расходящихся в разные стороны ветвей восходящего конвективного потока мантийного материала [Добрецов и др., 2001; Дубинин и др., 2001; Зоненшайн и др., 1976; 1979; Сорохтин и др., 1991, Трубицын, 2000; 2018]. Предполагаются также возможность гравитационного соскальзывания литосферных плит с поднятия срединно-океанического хребта, а также латеральные перемещения плит в результате тяги погружающейся в мантию их краевой субдуцирующей части – слэба с его отрицательной плавучестью [Артюшков, 1979; Хаин и др., 2005]. Базальтовая магма при этом только заполняет образующуюся в срединно-океаническом хребте щель [Зоненшайн и др., 1979; Перфильев и др., 1991; Трифонов, 1983]. Другие исследователи приписывают базальтовой магме активную роль в образовании рифта. Предполагается, что магма нагнетается под большим давлением в осевую часть срединно-океанического хребта и расталкивает в стороны смежные плиты [Кропоткин и др., 1987а; Ломизе, 1976; Пущаровский и др., 1995; Трубицын, 2000; 2018; Хаин и др., 2005]. Этот процесс можно назвать магморазрывом – по аналогии с известным процессом гидроразрыва (механизм гидравлического расклинивания в работе [Хаин и др., 2005]). Соответственно можно выделять пассивный и активный механизмы рифтогенеза [Хаин и др., 2005].

Геодезические измерения на территории Исландии определенно подтверждают эту вторую точку зрения. Такие измерения были проведены в северной части о. Исландия [Wendt et al., 1985] (рис. 4).

Рис. 4.

Результаты геодезических измерений в северной части о.Исландия (по работе [Wendt et al., 1985]) (на врезке к рисунку прямоугольником обозначен район работ; косой штриховкой отмечена рифтовая долина).

Показаны смещения геодезических пунктов за период 1977–1980 гг. Залитые кружки – пункты, принятые за неподвижные, опорные; по отношению к ним показаны смещения прочих пунктов (незалитые кружки). Ориентация векторов смещений основана на предположении, что два восточных крайних пункта движутся только в восточном направлении долины в субширотном направлении. Но, кроме этого, было выявлено очень характерное изменение величин, ориентированных в противоположных направлениях смещений западного и восточного бортов рифта. Оказалось, что амплитуды этих смещений очень быстро уменьшаются по мере удаления от рифта.

Представляется вполне очевидным, что в том случае, если одна литосферная плита просто отодвигается от другой (в данном случае, как было отмечено выше, Евразиатская и Северо-Американская плиты движутся в противоположных направлениях) под действием, например, мантийных конвективных потоков, то скорости смещения геодезических пунктов на каждой из этих плит должны были бы быть более-менее одинаковыми на всей территории каждой из плит. Но в рассматриваемом случае эти смещения уменьшаются в 5–10 раз на расстояниях порядка 40–50 км от рифтовой долины Если геодезические пункты, расположенные на западном и восточном бортах рифта, сместились за время наблюдений (1977–1980 гг.) в противоположных направлениях на 2 и 2.5 м соответственно, то на удалении от осевой его части – только на первые десятки сантиметров.

Но если скорость раздвижения бортов рифтовой долины так быстро уменьшается с удалением от ее оси, причем в обе стороны, то неизбежным представляется вывод о том, что причина такого раздвижения, его движущая сила находится в самом рифте. Это согласуется с представлением об активной роли магматического материала, нагнетаемого в осевую часть рифта и расталкивающего в противоположные стороны борта рифта (рис. 5). Такое расталкивание подразумевает напряженное состояние субгоризонтального сжатия.

Рис. 5.

Магматический клин под рифтовой долиной (по Э. Андерсону и М. Хаберту из работы [Хаин и др., 2005]): 1 – минимальное сжимающее напряжение; 2 – базальтовый расплав; 3 – раздвиг (и спрединг) как следствие расклинивающего воздействия внедряющегося расплава.

Результаты изучения механизмов очагов землетрясений “показывают, что практически вся область Атлантики, кроме узких рифтовых зон и … троговых долин поперечных (трансформных) разломов, в настоящее время охвачена сжимающими горизонтальными напряжениями” [Разницын, 2004, с. 101]. В Исландии уже на небольшом расстоянии от оси рифта (до 1–2 км) натурные измерения обнаруживают избыточное, т.е. превышающее литостатическую нагрузку горизонтальное сжатие [Кропоткин и др., 1987а; Милановский и др., 1979; Пущаровский и др., 1995; Разницын, 2004]. Такая ситуация характерна и для других срединно-океанических хребтов [Кропоткин и др., 1987].

Напряжения субгоризонтального сжатия обычно реализуются образованием надвиговых и некоторых других, сопряженных с ними, дислокаций. И действительно, “… сейсмический имидж океанической коры Атлантики определяется прежде всего наличием в ней большого количества наклонных отражающих горизонтов, интерпретируемых в качестве разломов. В обстановке горизонтального сжатия наличие наклонных разломов в коре неизбежно приводит к возникновению надвигов или поддвигов … .” [Разницын, 2004, с. 101]

Материалы по морфологии тектонических дислокаций в коре Атлантического океана согласуются с этими данными. На профиле через осевую часть Срединно-Атлантического хребта в Центральной Атлантике (рис. 6) можно видеть западнее и восточнее рифтовой долины, где обстановка растяжения сомнения не вызывает, серию разрывных нарушений, полого наклоненных соответственно в сторону долины. По этим разломам происходит перекрытие мантийными ультрамафитами “слоев” габбро и базальтов, которые изначально располагались “стратиграфически” выше ультрамафитов. Нам представляется, что перемещения по этим разломам могут быть интерпретированы, во-первых, как дивергентно ориентированные осебежные надвиговые, либо, во-вторых, как конвергентные осестремительные поддвиговые. Последнее, судя по общей картине на профиле, кажется нам более вероятным.

Рис. 6.

Схема геологического строения океанической коры осевой части Срединно-Атлантического хребта на профиле, пересекающем рифтовую долину на широте 7° с.ш. [Савельева, 2004]: 1 – базальты; 2 – дайки долеритов; 3 – габбро; 4 – реститовые мантийные ультрамафиты; 5 – разломы (надвиги или поддвиги – авторы); стрелками показано направление движения мантийного материала.

Дело в том, что предположение о связи этих “дивергентных надвигов” с предполагаемыми расходящимися на восток и на запад ветвями восходящего по оси хребта мантийного потока (рис. 6) представляется крайне спорным. Эти расходящиеся ветви не могут дивергентно смещать висячие крылья надвигов, не затрагивая их лежачих крыльев. Эти последние должны были бы в такой ситуации смещаться в тех же дивергентных, расходящихся направлениях, что и сами “надвиги”, в первую очередь. Поэтому единственная, как нам кажется, возможность получить в рассматриваемом случае изображенную на профиле картину – допустить встречные, поддвиговые смещения упомянутых лежачих крыльев пологих разломов.

Для объяснения происхождения этого встречного, в сторону оси Срединно-Атлантического хребта, а не обычного, от него движения, приходится допустить объемное расширение, распор слоистых толщ пород океанической коры/литосферы, аналогичное таковому, выявленному для Евразиатского континента (см. выше и в статье [Шевченко и др., 2021]). Предполагается, что расширяются части океанической коры/литосферы, располагающиеся между Евразиатским континентом и Срединно-Атлантическим хребтом.

Симметричность (относительно оси хребта) его тектонической структуры (см. рис. 6) позволяет распространить это предположение о расширении, распоре пород на кору/литосферу океана между Северо-Американским континентом и Срединно-Атлантическим хребтом. В этом случае на обстановку сжатия, связанного с расширением, распором слоистых пород в верхней части коры указывает, по-видимому, морфология выявленных здесь чешуйчато-надвиговых дислокаций [Пилипенко, 1993], (рис. 7).

Рис. 7.

Строение океанической коры по профилю НСП на западном фланге Срединно-Атлантического хребта. Стрелками показаны направления смещений взбросо-надвиговых блоков [Пилипенко, 1993].

Они очень сходны с дислокациями, например, зоны Северного склона Большого Кавказа и восточного Предкавказья, сформировавшимися в результате увеличения объема (и площади) слоистых пород [Шевченко и др., 2017]. Это позволяет предположить действие аналогичного механизма и в рассматриваемом случае.

И надвиговая, и поддвиговая интерпретации приведенных профилей согласуются с упомянутыми данными о напряженном состоянии субгоризонтального, вкрест простирания хребта сжатия земной коры Атлантики и, в том числе, бóльшей части Срединно-Атлантического хребта. В то же время результаты упомянутых геодезических измерений на территориях смежных континентов Евразии и Северной Америки свидетельствуют, как уже упоминалось, о реальном расширении впадины Атлантического океана [Heflin et al., 2004; и др.].

Такое сочетание данных об обстановке сжатия, о надвиго- и/или поддвигообразовании в рассматриваемой части земной коры Атлантики, но при реальном увеличении ее ширины, заставляет вновь (см. выше) обратиться к представлению об увеличении объема, (и площади) слоистых пород в результате предполагаемого привноса в них восходящими потоками глубинных флюидов дополнительного, аллохтонного минерального материала и его последующей кристаллизации. Упоминавшиеся напряжения сжатия в этой ситуации приходится рассматривать как результат этого увеличения, как результат объемного распора пород.

Возникает вопрос о сопоставимости результатов изучения тектонических движений геологическими и геодезическими методами. Первые фиксируют результаты процессов, длившихся тысячи–миллионы лет. Практический опыт позволяет дать положительный ответ на этот вопрос.

Так, например, на Большом Кавказе геологическими методами очень давно выявлено направленное с севера на юг перемещение материала слоистых горных пород (так называемая южная вергентность тектонических структур этого сооружения). Это типично для временного интервала от нескольких десятков до одной-двух сотен миллионов лет жизни Большого Кавказа. И точно такая же направленность современных перемещений установлена для этого сооружения по геодезическим измерениям.

Сходная картина выявлена для Атлантического океана. Современное расширение океана четко установлено геодезическими измерениями. А расширение, происходившее в предыдущие приблизительно 150 млн лет, – в результате анализа распределения датированных полосовых магнитных аномалий дна океана.

Таким образом, преимущественно устанавливается высокая степень унаследованности современных движений или обстановок от таковых, существовавших в предыдущее геологическое время. Геологические перестройки структурных планов, бесспорно, случаются, но они оставляют те или иные следы. На рассмотренной территории Евразии такие следы не обнаружены для рассмотренных интервалов времени.

На фоне этой картины, на фоне перечисленных характеристик Атлантического океана осевой рифт Срединно-Атлантического хребта с его явными признаками обстановки растяжения выглядит как структурное образование чуждое, вполне обособленное, самостоятельное, связанное с отдельным тектоническим процессом. Можно предположить, что образование рифтовой структуры связано, как уже упоминалось, с магматическим расклиниванием, т.е. с активным воздействием на земную кору/литосферу внедряющихся в нее субвертикальных “пластичных клиньев” магматических дайкообразных тел. Напряжения растяжения возникают, по-видимому, только непосредственно над теми узкими каналами, над теми расположенными на глубине разломными зонами, над щелями, по которым нагнетается магматический материал. При этом в верхней части коры/литосферы, над фронтальными частями этих магматических тел возникают трещины реального растяжения Они представляют собой реакцию этой верхней части коры/литосферы на происходящее на более глубоких уровнях внедрение магматических тел и раздвижение, расталкивание ограничивающих эти тела блоков, расталкивание бортов каналов (см. рис. 5).

Соответственно землетрясения с механизмами растяжения в осевой части срединно-океанического хребта происходят преимущественно на глубинах 2–3, максимум 5–10 км [Дубинин и др., 2001]. Таким способом пассивная, в данном случае, верхняя часть коры/литосферы приспосабливается к увеличению ее площади на более глубоком уровне. Это увеличение, повторим еще раз, происходит в данном случае в результате внедрения клиньев магматического материала. При этом на глубине возникает обстановка субгоризонтального распора. Затем раскрывшиеся на более высоком уровне трещины могут либо остаться зияющими, либо заполняются продолжающим подниматься магматическим материалом.

Сформировавшееся в осевой части Срединно-Атлантического хребта дайкообразное магматическое тело может быть затем рассечено новой субвертикальной трещиной, по которой внедрится клин магматических пород последующей генерации. Процесс может повторяться многократно. Этот процесс происходит, по-видимому, при более-менее определенных p-t-условиях, на некоторой более-менее определенной глубине. В результате многократного латерального наслаивания субвертикальных параллельных даек или дайкообразных тел долеритов в составе средней части базальтового слоя земной коры океана образуется, по-видимому, таким способом “комплекс параллельных даек долеритов” [Хаин и др., 2005]. В конечном результате возникают полосовые магнитные аномалии, маркирующие последовательное, в обстановке субгоризонтального сжатия (распора), увеличение ширины океанического бассейна.