1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геотектоника
  4. № 6, 2020

Геотектоника, 2020, № 6, стр. 25-38

Экспериментальное моделирование условий формирования континентальных блоков Тасмания и Адели на ранней стадии разделения Австралийско-Антарктического палеоконтинента

В. М. Сергеева 1, 2, *, Г. Л. Лейченков 1, 2, Е. П. Дубинин 3, А. Л. Грохольский 3

1 Всероссийский научно-исследовательский институт геологии и минеральных ресурсов Мирового океана им. И.С. Грамберга (ВНИИОкеангеология)
190121 Санкт-Петербург, Английский пр., д. 1, Россия

2 Санкт-Петербургский государственный университет – Институт наук о Земле
199034 Санкт-Петербург, Университетская наб., д. 7-9, Россия

3 Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, геологический факультет
119991 Москва, Ленинские горы, д. 1, Россия

* E-mail: wanda@list.ru

Поступила в редакцию 23.04.2020
После доработки 17.07.2020
Принята к публикации 28.07.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

В статье представлены результаты физического моделирования встречного взаимодействия Индоокеанской и Тихоокеанской осей спрединга, которое привело к обособлению блоков Тасмания и Адели на финальном этапе распада Гондваны с разделением Австралии и Антарктиды. Индоокеанская ветвь спрединга двигалась с запада на восток через архейско–среднепротерозойскую литосферу западной части Австралии–Антарктиды. Тихоокеанская ветвь двигалась с юго-востока на северо-запад, внедряясь в континентальную литосферу палеозойско-мезозойского складчато-надвигового пояса, расположенного вдоль восточной окраины Австралии–Антарктиды. Проведенные эксперименты показали, что взаимодействие двух ветвей спрединга стало причиной косого растяжения (под углом 120°–130°) между континентами. В условиях косого растяжения началось отделение блока Адели от Антарктиды, но дальнейшее океаническое раскрытие переместилось в зону левостороннего сдвига с траспрессивной деформацией блока Адели и бассейна Сорелл вблизи блока Тасмания.

Ключевые слова: Австралия, Антарктида, блок Тасмания, блок Адели, бассейн Соррел, физическое моделирование, континентальный рифтогенез, транспрессия

ВВЕДЕНИЕ

Объектами настоящего исследования являются континентальные блоки Адели и Тасмания, расположенные на сопряженных континентальных окраинах Земли Адели в Восточной Антарктике и в Юго-Восточной Австралии, соответственно (рис. 1).

Рис. 1.

Основные тектонические элементы Юго-Восточной Австралии, сопряженной с ней части Восточной Антарктики. (а) – региональные тектонические элементы в области сочленения Индийского и Тихого океанов (с использованием данных [31]). Показано: регион исследования (белая рамка); положение профиля STR95-A и профиля 5306 (белая линия). (б) – структурные элементы континентального блока Тамания на батиметрической карте юго-западной Австралии (с использованием данных [31]). Показан фрагмент профиля А–А'. Обозначено (закрашенные полигоны) поднятия внешнего шельфа в пределах бассейна Соррел (данным [29]). Показано (белая линия) положение профиля STR95-A и его фрагмент (черная линия). Обозначено (цифры белым на рисунке): 1 – кратон Гоулер (AR), 2 – кратон Моусон (AR), 3 – ороген Олбани-Фрейзер (AR-PR1), 4 – Лакланская складчатая система (PZ1), 5 – Тихоокеанские орогены Антарктики, 6 – Тасманийский ороген (включает в себя Лакланскую складчатую систему), 7 – Континентальный блока Адели, 8 – Континентальный блок Тасмания, 9 – Южно-Тасманское поднятие.

Континентальная окраина Южной Австралии, включая шельф континентального блока Тасмания, подробно изучена австралийскими исследователями [16, 21–24, 32, 34, 36]. В рифтовых бассейнах Большого Австралийского залива (в частности, рифтовые бассейны Польда и Седуна) (см. рис. 1, а) по результатам детальных сейсмических исследований [32] выделена широкая (до 400 км) зона развития периконтинентального рифтового грабена северо-восточного направления, подстилаемого утоненной корой континентального типа. В бассейне Отвей (см. рис. 1, б), расположенном к востоку от бассейнов Большого Австралийского залива и к северо-западу от блока Тасмания, простирание меняется с субширотного на юго-восточное [26]. К югу от бассейна Отвей вдоль западной окраины блока Тасмания располагается бассейн Соррел. На структуру бассейнов Отвей и Соррел существенное влияние оказала сдвиговая тектоника [28]. К востоку от бассейна Отвэй вдоль северной окраины блока Тасмания располагается бассейн Гиппслэнд, возникновение которого связано с раскрытием Тасманова моря вдоль восточной окраины Австралии [10, 17, 19].

Блок Адели впервые был выделен австралийскими исследователями [13], проводившими геофизическое изучение акватории моря Дюрвиля, и проинтерпретирован как окраинное плато, отделенное от континента ветвью палеорифта. В дальнейшем было подтверждено, что фундамент блока имеет континентальную природу, осложненную многочисленными разрывными нарушениями и мафическими интрузиями [13, 37].

Данные сейсмического профилирования МОВ ОГТ, результаты магнитометрии и гравиметрии, полученные ФГУНПП “ПМГРЭ” (г. Санкт-Петербург, Россия) в 53-й Российской Антарктической Экспедиции НИС “Академик А. Карпинский” в 2008 г. в море Дюрвиля, позволили детально изучить строение земной коры блока Адели, а также выделить структурные этажи осадочного чехла [1, 5].

Таким образом, на основании геофизических исследований блоки Тасмания и Адели в структурном плане определены как не полностью отделившиеся. Континентальные блоки, которые не полностью отделены от материнского континента, могут представлять собой структуры погруженных краевых плато (плато Адели в исследуемом регионе, плато Флэмиш Кэп в Северной Атлантике, плато Агульяс и плато Натуралист в Индийском океане) или острова (о. Тасмания, о. Шри-Ланка и о. Сокотра в Индийском океане) [11, 14, 18, 25].

В первом случае континентальная кора этих блоков испытала значительное растяжение и утонение, и процесс рифтогенеза сопровождался значительными проявлениями магматизма.

Во втором случае степень растяжения и утонения континентальной коры была минимальной [3, 4].

Формирование двух не полностью отделившихся и разнотипных континентальных блоков Тасмания и Адели на сопряженных окраинах Австралии и Антарктиды было взаимосвязанным. Целью исследования настоящей статьи является анализ процессов обособления блока Адели от Восточной Антарктиды и его взаимодействия с окраинными рифтовыми бассейнами континентального блока Тасмания с использованием физического моделирования.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Блок Тасмания представляет собой выдвинутый, но не отделившийся от Австралии фрагмент континентальной коры. Основную его часть занимает одноименный остров Тасмания, рельеф которого представлен плато и нагорьями высотой 600–1000 (до 1500) м. В тектоническом отношении блок Тасмания является частью раннепалеозойской Лакланской складчатой системы, занимающей большую часть Тасманского складчатого пояса Восточной Австралии. В отличие от блока Тасмания, блок Адели представляет собой подводную структуру, проявленную в рельефе морского дна поднятием с амплитудой до 750 м. Этот блок образует широкий выступ утоненной и растянутой континентальной коры в пределах окраинного рифта. Он вытянут в широтном направлении почти на 500 км и сужается с востока на запад от 200 до 45 км [5] (см. рис. 1, а). Оба рассматриваемых блока развивались в условиях сдвига с локальным сжатием (транспрессией) во время разделения континентов Австралии и Антарктиды.

Бассов пролив, подстилаемый растянутой (рифтогенной) континентальной корой, находится между континентом Австралия и о. Тасмания. Рифтогенез в Бассовом проливе проходил в два этапа:

• В период от 150 до 110 млн лет назад (титон– альб) к северу от Тасмании произошло развитие двух рифтовых бассейнов Отвэй и Гиппслэнд (см. рис. 1, б). Бассейн Отвэй развивался с запада на восток, вслед за продвигающейся рифтовой трещиной, в то время как бассейн Гиппслэнд формировался со стороны Тихого океана в направлении с востока на запад.

• Рифтовые бассейны Гиппсленд и Отвэй испытали вторую фазу растяжения 93–67 млн лет назад (турон–маастрихт), и в это же время сформировались новые рифтовые бассейны Басс (к северу от о.Тасмания) и Сорелл (к западу от о. Тасмания) (см. рис. 1, б).

В раннем кайнозое вдоль окраины южной Австралии и западной Тасмании происходило растяжение и опускание земной коры в рифтовых бассейнах Седуна, Отвэй и Соррел [29]. В абиссальной части бассейна Сорелл (к западу от о. Тасмания) в доолигоценовых отложениях были выявлены деформации сжатия и кручения [24] (рис. 2).

Рис. 2.

Фрагмент А–А' сейсмического профиля STR95-A. Показаны деформации кручения в мощном осадочном чехле бассейна Соррел на абиссали у границы континент–океан около северного окончания Тасманской разломной зоны (по данным [24], с дополнениями).

Блок Адели был деформирован в результате растяжения на этапе рифтогенеза, сопровождавшегося магматизмом, а также сжатия в условиях сдвига вдоль зарождавшегося разлома Георга V в конце мелового периода [5]. В рифтовом структурном этаже отчетливо проявлена зона пликативных деформаций с антиклинальными складками амплитудой 1.0–1.5 км (до 2.5 км) и углами падения крыльев 2°–5° (рис. 3). На некоторых участках с относительно плотной сетью сейсмических профилей определены простирания осей антиклиналей, которые свидетельствуют о сложной и разнонаправленной системе напряжений, возникшей со сдвигом между юго-восточной Австралией и Антарктидой [1, 5]. Обособление блока Адели произошло в результате соединения встречных рифтовых осей, последующего раскола литосферы и начала океанического спрединга в маастрихте около 67 млн лет назад [5].

Рис. 3.

Сейсмический профиль 5306 через рифтовый блок Адели с деформированным нижним структурным этажом осадочного чехла (по данным [1, 6], с дополнениями). 1 – рифтовый структурный этаж осадочного чехла (>67 млн лет назад); 2 –пострифтовый структурный этаж осадочного чехла (~67–0 млн лет назад, маастрихт–голоцен); 3 – разломы; 4 – граница Мохоровичича; 5 – поверхность акустического фундамента; 6 – граница структурных этажей осадочного чехла; 7 – внутренние сейсмические границы в структурных этажах

В период от среднего протерозоя до середины позднего мела Австралия и Антарктида были единым палеоконтинентом [10], который включал области развития древней коры архейского–среднепротерозойского возраста и гетерогенной коры палеозойского-мезозойского складчато-надвигового пояса (рис. 4). Во время разделения континентов процессы рифтогенеза и последующего океанического спрединга охватили как область древней коры, так и область складчато-надвигового пояса. Заключительная стадия раскола литосферы между Австралией и Антарктидой произошла в позднем эоцене в результате соединения осей спрединга Индийского океана и Тихого океана.

Рис. 4.

Палеореконструкция Австрало-Антарктического континента около 83 млн лет назад (географические координаты относительно современного положения Антарктиды). 1 – континентальная кора AR возраста; 2 – континентальная кора PR1–2 возраста; 3 – континентальная кора блоков PZ-MZ складчато-надвигового пояса; 4 – растянутая континентальная кора; 5 – континентальная кора с неизвестным возрастом; 6 – континентальный рифтинг; 7 – океанический спрединг; 8 – место зарождения рифтового бассейна Гиппслэнд; 9 – место зарождения рифтового блока Адели; 10 – рифтовый бассейн Байт

На западе палеоконтинента, в зоне сопряжения Австралии и Антарктиды, доминировали архейские-палеопротерозойские кратоны (Гоулер, Моусон и др.) и среднепротерозойские орогены (Олбани-Фрейзер и Масгрейв) (см. рис. 4). Литосфера этих древних тектонических структур являлась относительно холодной [7]. Значительная мощность литосферы, особенно в пределах расколовшегося, ранее единого кратона Моусон–Гоулер, обеспечивала повышенную прочность, что являлось существенным препятствием для разделения континента на пути продвигающихся рифтов.

Вероятно, именно высокая прочность и значительная мощность литосферы определили длительное развитие континентального рифтогенеза и скорость последовавшего за ним океанического спрединга в западной части Австралийско-Антарктической плиты. Континентальный рифтогенез между Австралией и Антарктидой начался в оксфорде около 160 млн лет назад, что было установлено по данным бурения и анализу сейсмических данных на континентальной окраине южной Австралии [9]. Рифтинг был очень продолжительным (~80 млн лет), в результате чего континентальная кора испытала экстремальное растяжение с эксгумацией мантии [5]. Около 83 млн лет назад (кампан) произошел раскол литосферы между Австралией и Антарктидой с последующим ультрамедленным океаническим раскрытием, продвигавшимся с запада на восток [5, 12, 35] (см. рис. 4).

Восточную часть Австралийско-Антарктического палеоконтинента вдоль Тихоокеанской окраины занимает палеозойско–мезозойский (PZ–MZ) подвижный складчато-надвиговый пояс, который в настоящее время представлен Тихоокеанскими орогенами Антарктики и Восточной Австралии (Тасманийский ороген). До распада Гондваны подвижный пояс включал Новую Зеландию, поднятия Чатем и Лорд-Хау (см. рис. 4) [29]. Принципиальным реологическим отличием относительно молодого складчатого пояса от более древних тектонических структур является гетерогенность его строения, а также меньшая мощность и прочность ее литосферы.

В раннемеловое время тихоокеанская ветвь континентального рифтинга и последовавшего за ним спрединга, проникая с юго-востока в пределы Австралийско-Антарктического палеоконтинента, закладывалась на относительно утоненных и ослабленных участках, т.е. огибая более прочные блоки континентальной коры. Процессы рифтогенеза и последующего раскрытия океана смещались к северо-западу. Бассейны Отвей и Гиппсленд испытали две фазы рифтового растяжения (см. рис. 1):

• в титоне–альбе (150–110 млн лет назад);

• в туроне–маастрихте (93–67 млн лет назад).

В течение обеих фаз рифтогенные структуры продвигались навстречу друг другу, но отделения Тасмании от Австралии так и не произошло [30].

В маастрихте (около 67 млн лет назад) к западу от Тасмании заложилась сдвиговая зона, после чего в лютетский век (44 млн лет назад) между Тасманией и Антарктидой начался спрединг и формирование океанической коры в транстенсионном режиме [29].

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Для изучения условий образования и эволюции континентальных блоков Тасмания и Адели было проведено физическое моделирование. Экспериментальная установка представляет собой текстолитовую ванночку размером 40 × 30 × × 8 см, заполненную модельным веществом (рис. 5). В верхней части установки расположен поршень, с помощью которого задается растяжение или сжатие. Равномерное движение поршня и его скорость регулируются электромеханическим приводом, что позволяет контролировать напряжения и деформации моделируемой среды.

Рис. 5.

Схема установки и стадии подготовки модельной литосферы к проведению эксперимента. I – внутреннее устройство установки; II – плавление модельного вещества; III – наращивание модельной литосферы; IV – вырез ослабленной зоны; V – наращивание модельной литосферы в ослабленной зоне; VI – растяжение и разрыв сплошности модельной литосферы.

Рабочее вещество, заполняющее весь объем установки, представляет собой смесь жидких (минеральные масла) и твердых (парафины и церезины) углеводородов. Оно обладает свойствами обеспечивающими соблюдение критерия подобия, положенного в основу метода [8, 33]:

${{{{\tau }_{{\text{s}}}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{{\tau }_{{\text{s}}}}} {\rho gH}}} \right. \kern-0em} {\rho gH}} = {\text{const}},$
где τs – предел текучести на сдвиг, ρ – плотность слоя, H – толщина слоя, g – ускорение свободного падения. Иными словами, в моделируемом веществе воссоздается соотношение напряжений в плите и напряжений, приводящих к ее разрушению, которые существуют в условиях реального растяжения литосферы.

При подготовке эксперимента модельное вещество расплавляют (~43°С) с помощью боковой и придонной системы нагрева (см. рис. 5, I). Толщина модельной литосферы (т.е. застывший упруго-пластичный слой) задается охлаждением верхней части вещества с помощью направленных сверху потоков воздуха (см. рис. 5, II). Метод позволяет задавать разную толщину моделируемой литосферы на разных участках. Для этого в уже подготовленной модельной плите вырезается полоса, имитирующая ослабленную рифтовую зону с пониженной толщиной литосферы, из которой вещество удаляется при продолжающемся охлаждении модели сверху (см. рис. 5, III) [2, 20]. После дополнительного охлаждения (см. рис. 5, IV) получается модельная литосфера с заданным и неравномерным распределением толщин. Пуск двигателя приводит в движение поршень и обеспечивает растяжение вещества, разрыв его сплошности в наиболее слабой области – модельной осевой литосфере, дальнейшее развитие рифтовой трещины и последующую аккрецию новой модельной литосферы (см. рис. 5, V).

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ

Формирование краевых блоков Адели и Тасмания, произошло из-за взаимодействия Индоокеанской и Тихоокеанской ветвей спрединга, что стало причиной косого растяжения (под углом 120°–130°) между юго-восточной Австралией и Восточной Антарктидой. Стоит отметить, углы φ = 60° или 2φ = 120° являются характерными при формировании раскола, связанного с делением континентальной литосферы [27]. Конфигурация ослабленной зоны подбиралась таким образом, чтобы воспроизвести в ее пределах напряжения косого растяжения аналогичного тем, что существовали при обособлении континентальных блоков Адели и Тасмания на финальном этапе распада Австралии и Антарктиды. При подготовке экспериментов в модельной литосфере задавалась ослабленная зона – область плиты с меньшей толщиной. Было проведено несколько экспериментальных серий.

Моделирование образования блока Тасмания

Серия 1. Целью этой серии являлось выявление характера деформаций и условий отделения Тасмании от Австралии, т.е. раскрытие бассейнов Отвэй и Гиппслэнд в Бассовом проливе в титоне– альбе (150–110 млн лет назад) [29].

Эксперимент 2155. В модельной плите была задана ослабленная зона под углом 30° относительно вектора растяжения (рис. 6, а). Перед началом растяжения толщина моделируемой литосферы (H1) составляла 6 мм, а толщина литосферы в ослабленной зоне (H2) – 2 мм. Мощная литосфера с H1 в эксперименте является аналогом очень прочного архейского кратона Моусон–Гоулер. Она была дополнительно упрочнена охлаждением ее поверхности водой в верхней части модели, где ослабленная зона примыкает к боковой стенке установки. Литосфера ослабленной зоны с Н2 – аналог более тонкой и хрупкой литосферы относительно молодого палеозойско-мезозойского складчато-надвигового пояса.

Рис. 6.

Эксперимент 2155 – раскрытие рифтового бассейна Гиппслэнд и обособление блока Тасмания вследствие косого растяжения литосферы. Заданные параметры эксперимента: Н1 = 6 × 10–3 м; Н2 = 2 × 10–3 м; V = 1.87 × 10–5 м/с; ∠α = 30°. (а)–(е) – вверху стадии эксперимента (фото, вид сверху), внизу их дешифрирование; (ж) – интерпретация заключительной стадии эксперимента. 1 – мощная континентальная литосфера; 2 – континентальная литосфера ослабленной зоны; 3 – новообразованная океаническая литосфера; 4 – вектор растяжения; 5 – направление вращения блока; 6 – последовательность образования и направление продвижения рифтовых трещин; 7 – ось спрединга; 8 – сдвиго-раздвиг

Через некоторое время после начала растяжения в модели сформировалась трещина, продвигавшаяся вверх вдоль правой границы ослабленной зоны с H2 (см. рис. 6, б, трещина 1). Затем она повернула влево в область ослабленной зоны и пересекла ее, перпендикулярно вектору растяжения. Пройдя сквозь ослабленную зону, трещина 1 столкнулась с барьером в виде более прочного участка модельной литосферы H1. В результате сформировалась трещина 2, которая продвинулась вниз вдоль левой границы ослабленной зоны с H2, повернула опять влево и пересекла область модельной литосферы с H1. Оформившаяся в модели кинематическая картина определила развитие деформаций в области развития трещин 1, 2. Часть трещины 1 вдоль правой границы ослабленной зоны испытывала сдвиг с растяжением, а ее субгоризонтальный участок подвергался нормальному растяжению (см. рис. 6, б). Отрезок левой границы ослабленной зоны между трещинами 1 и 2 испытывал локальное сжатие. Участки вблизи границы ослабленной зоны ниже трещины 2, напротив, были подвержены сдвиговым деформациям с компонентой растяжения, вследствие чего сформировалась трещина 3 (см. рис. 6, в). Она продвигалась вниз вдоль левой границей ослабленной зоны от точки выхода из нее трещины 2. Затем повернула вправо и прошла ослабленную зону до ее правой границы, сформировав в пределах ослабленной зоны континентальный блок (см. рис. 6, в, г). С этого момента характер деформаций в модели поменялся, растяжение в течение некоторого периода шло вдоль обеих трещин 1 и 3. Блок испытывал небольшое вращение по часовой стрелке, вследствие чего области, примыкающие к нему в верхней левой и нижней правой частях, подвергались сжатию, а в нижней левой и верхней правой – растяжению (см. рис. 6, г). Затем растяжение вдоль трещины 1 прекратилось; континентальный блок вращаться перестал. Сверху он был отделен от континента рифтовым бассейном, образованным рифтовой трещиной 1 (аналог бассейнов Отвэй и Гиппслэнд), снизу отделен от континента трещиной 3. Именно вдоль нее продолжилось растяжение и последующее раскрытие океана (см. рис. 6, д, е). В пределах новообразованной океанической коры сформировались две сдвиго-раздвиговые разломные зоны, простирающиеся вниз от сформировавшегося блока (см. рис. 6, е, ж).

Моделирование образования блока Адели

Серия 2. Целью этой серии являлось выявление условий обособления блока Адели на утоненной континентальной коре, характера деформаций приводящих к локальному сжатию в условиях общей транстенсии при сдвиге.

Эксперимент 2161. В модельной плите была вырезана ослабленная зона L-образной формы (в соответствии с начальной геометрией раскола в природе, см. рис. 4). Ее нижний субширотный участок подвергался нормальному растяжению, а верхний, наклонный под углом 30° (рис. 7, а). Эксперимент готовился аналогичным образом, что и эксперимент 2155. Толщина модельной литосферы непосредственно перед растяжением составляла H1 = 7–8 мм, в ослабленной зоне H2 = 2 мм. Отличием от эксперимента 2155 является чуть большая разница мощностей Н1/Н2. Здесь литосфера Н2 является аналогом очень сильно растянутой континентальной литосферы.

Рис. 7.

Эксперимент 2161 – формирование рифтового блока Адели в результате перескока оси рифтинга и возникновение локальной транспрессии на фоне косого растяжения. Заданные параметры эксперимента: Н1 = 7 × 10–3 м; Н2 = 2 × 10–3 м; V1 = 1.87 × 10–5 м/с; ∠α = 30°. (а)–(е) – стадии (фото, вид сверху) эксперимента (вверху), дешифрирование стадий (внизу); (ж) – интерпретация заключительной стадии эксперимента. 1 – мощная континентальная литосфера; 2 – континентальная литосфера ослабленной зоны; 3 – новообразованная океаническая литосфера; 4 – вектор растяжения; 5 – последовательность образования и направление продвижения рифтовых трещин; 6 – ось спрединга; 7 – сжатие

После начала растяжения сначала зародилась трещина в верхней части наклонного сегмента ослабленной зоны, а затем в нижнем субширотном участке (см. рис. 7, б, трещины 1 и 2). Они представляли собой кулисообразные сбросы. Плоскости их падения могли быть направлены в разные стороны. В процессе растяжения трещины соединялись друг с другом и продвигались. Трещина 2, продвигаясь, вошла с изгибом в наклонную часть ослабленной зоны и после этого трещины 1 и 2 начали продвигаться навстречу друг другу (см. рис. 7, б, в). Поравнявшись, трещины 1 и 2 образовали небольшое перекрытие, т.е. их крайние отрезки заходили друг за друга, но не сочленялись (см. рис. 7, г). Перекрытые оси спрединга одновременно испытали перескок в центр бассейна перекрытия, образовав трещину 3. Сформировалась единая рифтовая трещина, окончания трещин 1 и 2 завершили развитие. В данном эксперименте образовалось правостороннее перекрытие. Если в эксперименте образовывалось левостороннее перекрытие, то тогда формировалось симметричное взаиморасположение трещин.

Таким образом, в модели на утоненной литосфере ослабленной зоны сформировались два смежных, не отделенных от своих континентов, блока (аналоги бассейна Соррел и блока Адели). Соединение трещин относительно направления растяжения предполагает локальное сжатие под углом в области трещины 3. Локальное сжатие произошло в дальнейшем, когда правая часть модели, разделенная единой осью спрединга, сдвигалась с растяжением вверх относительно левой части модели (см. рис. 7, д, е). Вначале контактирующие по трещине 3 участки модельной плиты давили друг на друга, изгибались и были подвержены существенным вертикальным подвижкам (см. рис. 7, д), а затем область правее этой трещины стала надвигаться на участок расположенный левее (см. рис. 7, е). Результаты этого процесса хорошо видны на увеличенном фото последней стадии эксперимента (см. рис. 7, ж). Вне расположения трещины 3 в это время происходила аккреция новой модельной коры (см. рис. 7, е).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Обе серии проведенных экспериментов были похожими в части подготовки. Но развитие встречных трещин было разным. В эксперименте 2155 трещины взаимодействовали друг с другом, продвигаясь ортогонально к направлению растяжения а, в эксперименте 2161 под небольшим углом к направлению растяжения. В некоторых экспериментах трещины продвигались вдоль границ ослабленной зоны, в других внутри их. Развитие трещин, их перескоки и отмирания в экспериментах часто носят вероятностный, многовариантный характер. В реальности это отражается в различных сценариях образования и развития отдельных блоковых структур, их вращениях в различных плоскостях, горизонтальных и вертикальных подвижках, создающих локальные области растяжения или сжатия, полного или частичного отделения от континентов. Все это невозможно учесть в моделях, подготовка которых достаточно сложная. Поэтому описанные в работе эксперименты показывают основные закономерности структурообразования при заданной в модели кинематической картине соответствующей природной.

В эксперименте 2155 удалось реконструировать образование рифтового бассейна Гиппслэнд 150–110 млн лет назад (титон–альб). В проведенном опыте развитие рифтовой трещины 1 прекратилось из-за ее столкновения со структурным барьером (более мощной литосферой). В природе таким структурным барьером, вероятно, являлся архейско-раннепротерозойский кратон Моусон–Гоулер. Он остановил раскрытие бассейнов Гиппслэнд и Отвэй (аналог бассейна Отвей не был получен в эксперименте 2155) и стал причиной формирования бассейна Соррел к западу от Тасмании в интервале времени 93–67 млн лет назад (турон–маастрихт; рис. 8, г). Одновременно с раскрытием бассейна Соррел произошла вторая фаза рифтогенеза в бассейнах Отвэй и Гиппслэнд, но она также не развилась до стадии океанического спрединга. Дальнейшее растяжение со сдвигом проходило вдоль бассейна Соррел.

Рис. 8.

Палеореконструкция отделения блока Тасмании (совместно с Южно-Тасманским поднятием (ЮТП)) от Антарктиды (с обособлением блока Адели) по результатам физического моделирования. (а) – > 150 млн лет назад; (б) – 150–110 млн лет назад; (в) – 110–67 млн лет назад; (г) – ~67 млн лет назад; (д) – 67–44 млн лет назад; (е) – < 44 млн лет назад. Показаны (цифры в квадратиках) разломы: 1 – разлом Георга V; 2 – Тасманский разлом; 3 – Разлом Баллени. 1 – растянутая континентальная кора; 2 – левосторонний сдвиг; 3 – сжатие

Эксперимент 2161 демонстрирует вероятный сценарий обособления блока Адели на утоненной рифтовой коре 82–67 млн лет назад (кампан–маастрихт). Блок Адели, примыкавшей к австралийскому бассейну Соррел, обособляется из-за смещения двух рифтовых осей. Конфигурация рифтовой системы оказалась таковой, что при отделении Тасмании от Антарктиды, блок Адели испытывал локальную транспрессию. На это указывают деформированный нижний рифтовый структурный этаж осадочного чехла блока Адели (см. рис. 3) и деформации осадочного чехла у границы континент–океан в бассейне Соррел (см. рис. 1, б).

В проведенных экспериментах было задано косое растяжение ослабленной зоны с продвигающимися в ней трещинами, результатом которого стало формирование зоны сдвига (аналог бассейна Соррел). Причиной возникновения сдвига в эксперименте 2155 стало наличие более прочной литосферы (аналога кратона Моусон–Гоулер) на западе. В эксперименте 2161 сдвиг сформировался вследствие перекрытия двух встречно продвигающихся сдвиго-раздвиговых трещин. После их соединения, при сохраняющимся косом растяжении, единая ось трансформировалась в зону сдвиговых деформаций. Вероятно, оба описанных механизма участвовали в формировании сдвиговой зоны между блоком Адели и бассейном Соррел.

В эксперименте 2155 в процессе рифтинга и последующей аккреции сформировались две разломные зоны в океанической коре, которые наследуют направления западной и восточной континентальных окраин Тасманского блока. Эти разломные зоны являются модельными аналогами Тасманского разлома и разлома Баллени, соответственно. Разлом Георга V в Индийском океане проходит от восточного края кратона Гоулер до северного выступа блока Адели.

ВЫВОДЫ

В результате проведенных исследований получена экспериментальная модель, иллюстрирующая условия образования и характер деформаций сопряженных блоков Тасмании и Адели, сформированных на поздней стадии разделения Австралии и Антарктиды. Были сделаны следующие выводы:

1. Прекращение раскрытия рифтовых бассейнов Отвэй и Гиппсланд к северу от Тасмании в раннемеловое время связано со столкновением на западе продвигающейся рифтовой трещины со структурным барьером в виде архейско-раннепалеозойского кратона Моусон–Гоулер.

2. Формирование блока Адели на утоненной континентальной коре связано с взаимодействием встречных сдвиго-раздвиговых трещин. После их соединения вдоль северо-восточной части блока Адели стал реализовываться сдвиг между Восточной Антарктидой и Тасманией.

3. Локальные деформации сжатия в рифтовом блоке Адели и формирование поднятий в бассейне Соррел на фоне региональной транспрессии связаны с геометрией континентальных окраин, сложившейся в пределах утоненной коры.

4. Определены условия формирования протяженной зоны трансформных разломов Георга V, Тасманского и Баллени на границе Тихого и Индийского океанов, которые являются продолжением структурных границ блоков континентальной литосферы с различной прочностью. Разломная зона Георга V наследует границу между AR-PR2 фундаментом Австралии-Антарктиды и PZ–MZ складчато-надвиговым поясом. Тасманская разломная зона является продолжением транстенсионного сдвига между блоком Адели и блоком Тасмания. Разломная зона Баллени соответствует простиранию восточной континентальной окраины Тасмании (и Южно-Тасманского поднятия).

Благодарности. Авторы благодарны анонимным рецензентам за ценные комментарии по содержанию и структуре статьи. Мы признательны редактору журнала М.Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва) за проявленное внимание к работе, ценным замечаниям к тексту, которые значительно улучшили ее окончательный вариант.

Финансирование. Исследование проводилось в рамках гранта РНФ (проект No 16-17-10 139) и гранта РФФИ (проект № 18-05-00378 в плане отработки методических приемов физического моделирования формирования краевых плато).

Список литературы

  1. Варова Л.В., Лейченков Г.Л., Гусева Ю.Б. Тектоническое строение континентальной окраины Земли Адели – Земли Георга V и прилегающей абиссальной котловины (Восточная Антарктика) // Проблемы Арктики и Антарктики. 2011. № 2. С. 69–80.

  2. Грохольский А.Л., Дубинин Е.П. Структурообразование в рифтовых зонах и поперечных смещениях осей спрединга по результатам физического моделирования // Физика Земли. 2010. № 5. С. 49–55.

  3. Дубинин Е.П. Геодинамические обстановки образования микроконтинентов, погруженных плато и невулканических островов в пределах континентальных окраин // Океанология. 2018. Т. 58. № 3. С. 463–475.

  4. Дубинин Е.П., Грохольский А.Л., Макушкина А.И. Физическое моделирование условий образования микроконтинентов и краевых плато континентальных окраин // Физика Земли. 2018. № 1. С. 94–107.

  5. Лейченков Г.Л., Гусева Ю.Б., Гандюхин В.В., Иванов С.В., Сафонова Л.В. Строение земной коры и история тектонического развития индоокеанской акватории Антарктики // Геотектоника. 2014. № 1. С. 8–28.

  6. Лейченков Г.Л., Гусева Ю.Б., Гандюхин В.В., Иванов С.В. Строение земной коры и история геологического развития осадочных бассейнов индоокеанской акватории Антарктики. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2015. 200 с.

  7. Лобковский Л.И., Никишин А.М., Хаин В.Е. Современные проблемы геотектоники и геодинамики. М.: Научный мир, 2004. 612 с.

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

  9. Blevin J., Cathro D. Australian Southern Margin Synthesis // Project GA707, (Client Report to Geosci. Australia by FrOG Tech Pty, 2008. https://d28rz98at9flks.cloudfront.net/68892/68892.pdf

  10. Boger S. Antarctica – before and after Gondwana // Gondwana Research. 2011. Vol. 19. P. 335–371.

  11. Borissova I., Moore A., Sayers J., Parums R., Coffin M.F., Symonds P.A. Geological framework of the Kerguelen Plateau and adjacent ocean basins // Petrol. Marine Division, Geosci. Australia. 2002. 177 p.

  12. Cande S., Mutter J. A revised identification of the oldest seafloor spreading anomaly between Australia and Antarctica // Earth and Planet. Sci. Lett. 1982. Vol. 58. P. 151–160.

  13. Colwell J.B., Stagg H.M.J., Direen N.G., Bernardel G., Borissova I. The structure of the continental margin off Wilkes Land and Terre Adelie Coast, East Antarctica. In: Antarctica. Contributions to Global Earth Sciences, Ed. by D.K. Futterer, D. Damaske, G. Kleinschmidt, H. Miller, F. Tessensohn, Proc. IX Int. Symp. of A-ntarctic Earth Sci. (Springer, N.Y., USA, 2006), pp. 327−340.

  14. Engen Ø., Faleide J.I., Dyreng T.K. Opening of the Fram Strait gateway: A review of plate tectonic constraints // Tectonophysics. 2008. Vol. 450. P. 51–69.

  15. Espurt N., Callot J.-P., Roure F., Totterdell J.M., Struckmeyer H.I.M., Vially R. Transition from symmetry to asymmetry during continental rifting: An example from the Bight Basin–Terre Adélie (Australian and Antarctic conjugate margins) // Terra Nova. 2012. Vol. 24. № 3. P. 167–180.

  16. Exon N.F., White T.S., Malone M.J., Kennett J.P., Hill P.J. Petroleum potential of deepwater basins around Tasmania; Insights from Ocean Drilling Program Leg 189, In: Eastern Australasian Basins Symposium, A refocused energy perspective for the future, K.C. Hill, T. Bernecker (eds), Petrol. Explor. Soc. of Australia, Spec. Publ., 2001. P. 49–60.

  17. Gaina C., Mueller D.R., Royer J.Y., Stock J., Hardebeck J.L., Symonds P. 1998. The tectonic history of the Tasman Sea; a puzzle with 13 pieces // J. Geophys. Res. Ser. B: Solid Earth and Planets. Vol. 103. № 6. P. 12 413–12 433.

  18. Gibbons A.D., Barckhausen U., van den Bogaard P., Hoernle K., Werner R., Whittaker J.M., Müller R.D. Constraining the Jurassic extent of Greater India: Tectonic evolution of the West Australian margin // Geochem. Geophys. Geosyst. 2012. Vol. 13. № 102. Q05W13, https://doi.org/10.1029/2011GC003919

  19. Gilbert M., Hill K. 1994. Gippsland a composite basin, a case study from the offshore Northern Strzelecki Terrace, Gippsland Basin, Australia // APEA J. Vol. 34. № 1. P. 495–512.

  20. Grokholskii A.L., Dubinin E.P. Experimental Modeling of Structure-Forming Deformations in Rift Zones of Mid-Ocean Ridges // Geotectonics. 2006. Vol. 40. № 1. P. 64–80.

  21. Hill P.J., Exon N.F. Tectonics and basin development of the offshore Tasmanian area incorporating results from deep ocean drilling. In, The Cenozoic Southern Ocean: Tectonics, Sedimentation and Climate Change between Australia and Antarctica // Geophys. Monograph Series. 2004. Vol. 151. P. 19–42.

  22. Hill P.J., Exon N.F., Keene J.B., Smith S.M. The continental margin off east Tasmania and Gippsland structure and development using new multibeam sonar data, In: Proc. ASEG, 13th Int. Geophys. Conf. and Exhibition / Explor. Geophysics. 1998. Vol. 29. Is. 3–4. P. 410–419.

  23. Hill P.J., Meixner A.J., Moore A.M.G., Exon N.F. Structure and development of the west Tasmanian offshore sedimentary basins: results of recent marine and aeromagnetic surveys // Australasian J. Earth Sci. 1997. Vol. 44. P. 579–596.

  24. Hill P.J. (Peter Joachim), Webber K. Australian Geological Survey Organisation, Marine, Petroleum and Sedimentary Resources Division, Australian Geological Survey Organisation. Survey 148/159 Shipboard Party (1995). Deep crustal seismic survey, circum-Tasmania and south Tasman rise // AGSO Survey 148/159 post-cruise report, (Canberra, Australian Geol. Surv. Organisation, 1995), pp. 90.

  25. Johnson H., Ritchie J.D., Hitchen K, Mcinroy D.B., Kimbell G.S. Aspects of the Cenozoic deformational history of the Northeast Faroe-Shetland Basin, Wyville-Thomson Ridge and Hatton Bank, In: Petroleum Geology: North-West Europe and Global Perspectives / Proc. 6th Petrol. Geol. Conf. 2005. P. 993–1007

  26. Krassay A.A., Cathro D.L., Ryan D.J. A regional tectonostratigraphic framework for the Otway Basin. In: Eastern Australasian Basins, P.J. Boult, D.R. Johns, S.C. Lang (eds), Symp. II, Petrol. Explor. Soc. of Australia, Spec. Publ. 2004. P. 97–116.

  27. Malkin B.V., Shemenda A.I. Mechanism of rifting: consideration based on results of physical modeling and on geological and geophysical data // Tectonophysics. 1991. Vol. 199. P. 193–210.

  28. Morley C.K., Nelson R.A., Patton T.L., Munn S.G. Transfer zones in the East African rift system and their relevance to hydrocarbon exploration in rifts // AAPG Bull. 1990. Vol. 74. P. 1234–1253.

  29. Norvick M.S., Smith M.A. Mapping the plate tectonic reconstruction of southern and southeastern Australia and implications for petroleum systems // APPEA J. 2001. Vol. 41. P. 15–35. https://doi.org/10.1071/AJ00001

  30. Power M.R., Hill K.C., Hoffman N., Bernecker T., Norvick M.S. The structural and tectonic evolution of the Gippsland Basin; results from 2D section balancing and 3D structural modelling, In: A refocused energy perspective for the future, K.C. Hill, T. Bernecker (eds), (Eastern Australasian Basins Symp., Melbourne, Australia, 2001), Petrol. Explor. Soc. of Australia, Spec. Publ. 2001. P. 373–384.

  31. Sandwell D.T., Müller R.D., Smith W.H.F., Garcia E., Francis R. New global marine gravity model from CryoSat-2 and Jason-1 reveals buried tectonic structure // Science. 2014. Vol. 346. № 6205. P. 65–67.

  32. Sayers J., Symonds P.A., Direen N.G., Bernadel G. Nature of the continent–ocean transition on the non-volcanic rifted margin in the central Great Australian Bight, In Non-Volcanic rifting of continental margins: a composition of evidence from land and sea, R.C.L. Wilson, R.B. Whitmarsh, B. Taylor, N. Froitzheim (eds.) / Geol. Soc., London, Spec. Publ. 2001. № 187. P. 51–77.

  33. Shemenda A.I., Grocholsky A.L. Physical modeling of slow seafloor spreading // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99. P. 9137–9153.

  34. Stagg H.M.J., Willcox J.B. Structure and hydrocarbon potential of the Bremer Basin, Southwest Australia // BMR J. Australian Geol. Geophys. 1991. № 12. P. 327−337.

  35. Tikku A.A., Cande S.C. The oldest magnetic anomalies in the Australian-Antarctic Basin: Are they isochrons? // J. Geophys. Res. 1999. Vol. 104. № BI. P. 661–677.

  36. Totterdell J.M., Blevin J.E., Struckmeyer H.I.M., Bradshaw B.E., Colwell J.B., Kennard J.M. A new sequence framework for the Great Australian Bight: starting with a clean slate. APPEA J. 2000. № 40. P. 95–117.

  37. Yuasa M., Niida K., Ishihara T., Kisimoto K., Murakami F. Peridotite dredged from a seamount off Wilkes Land, the Antarctic: emplacement of fertile mantle fragment at early rifting stage between Australia and Antarctica during the final breakup of Gondwanaland. In: The Antarctic region: geological evolution and processes, C.A. Ricci (ed.), (Terra Antarctica, Siena, Italy, 1997), P. 725–730.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геотектоника

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал