Литология и полезные ископаемые, 2020, № 5, стр. 400-407

РАЗЛОМНАЯ ЗОНА ВИМА

Характерной чертой строения Центральной Атлантики является наличие трансформных разломов [Шипард, 1951; Хейзен и др., 1962; Кленова, Лавров, 1975; Emery, Uchupi, 1984], встречающихся как в виде одиночных поперечных структур, так и в виде полиразломных систем. Последние иногда обозначаются в геологической литературе как мегатрансформы [Пущаровский и др., 1988], под которыми понимаются разломы или системы с активной частью, смещающие Срединно-Атлантический хребет (САХ) на расстояния более 100 км. К ним относятся такие разломы, как 15°20′ N [Пущаровский и др., 1988; Kelemen et al., 2004], Романш [Gorini, Bryan, 1976; Пущаровский и др., 1994; Bonatti et al., 1994; Ligi et al., 2002], Сан-Паулу [Hekinian et al., 2000] и Долдрамс [Skolotnev et al., 2020]. К их числу относится и разломная зона Вима [Van Andel et al., 1971; Bonatti et al., 1994], субширотно секущая Срединно-Атлантический хребет вдоль 11° с.ш. (рис. 1).

Рис. 1.

Разломная долина Вима и поперечный хребет. По данным Lamont Doherty Earth Observatory (https://www.gmrt.org/, рейс EW9305, Kastens K.) и ГИН РАН – 19-й (1998 г.) и 22-й (2000 г.) рейсы НИС “Академик Николай Страхов”. Кружки – скважины DSDP, квадрат – станция драгирования. На врезке показано положение планшета в пределах Центральной Атлантики.

В силу специфики структуры и особенностей гидрологического режима разломной системе Вима посвящено значительное количество публикаций [Bonatti et al., 1983, 1994, 2005; Kastens et al., 1998; Lagabrielle et al., 1992; Peyve et al., 2000; Ligi et al., 2002; Skolotnev, 2003 и др.; Morozov et al., 2010].

При ширине до 20 км разломная долина Вима протягивается на расстояние свыше 500 км, достигая глубин свыше 5400 м. Ее южным обрамлением служит протяженный (около 320 км) поперечный хребет, наименее глубокая часть которого расположена в настоящее время на глубине 1033 м. В пределах хребта вскрываются породы третьего слоя океанической литосферы [Peyve еt al., 2000], что характерно для крупных систем, секущих Срединно-Атлантический хребет.

Вдоль гребня поперечный хребет эродирован, и его плоскую поверхность венчает мощная (около 500 м) карбонатная постройка, сложенная мелководными лагунными и/или рифогенными известняками. Подобно гайотам, хребет испытывал высокоамплитудные вертикальные перемещения, с которыми связаны несколько этапов его вывода выше уровня моря, последующих погружений и эрозии [Bonatti et al., 1983]. Первоначальное воздымание хребта над уровнем моря (10‒5 млн лет назад) сменилось погружением, что привело к образованию плоской эрозионной поверхности и заложению на ней карбонатной постройки (около 4 млн лет назад). В дальнейшем, биогенные карбонаты дважды оказывалась на поверхности (3 и 2.5 млн лет назад), а их быстрое погружение произошло в интервале 2.5‒2.0 млн лет назад [Bonatti еt al., 1994].

В силу своего строения и пространственного положения разломная система Вима является главным путем переноса донных вод из западной в северо-восточную часть Атлантического океана [Mantyla, Reid, 1983; McCartney et al., 1991; Morozov et al., 2010]. Этот перенос сопровождается отложением в разломном троге четвертичных осадков мощностью до 485 м (скважины DSDP 26 и 353), что является очень большим значением при средних скоростях осадконакопления в пелагиали 5‒7 мм/тыс. лет.

В статье приводятся новые результаты обработки первичных материалов, полученных в 19 рейсе НИС “Академик Николай Страхов”.

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

В 19 рейсе НИС “Академик Николай Страхов” на станции S1930 (см. рис. 1) было выполнено драгирование склона поперечного хребта с глубины 3950 м (10°40.3′ с.ш., 42°08.1′ з.д.) до 3480 м (10°39.3′ с.ш., 42°08.2′ з.д.). На борт поднято около 150 кг пород третьего слоя океанической коры и свыше 10 кг фораминиферового песка [Fabretti et al., 1998].

Обломки пород (около 10 см в поперечнике) угловатые, не несут признаков окатанности и покрыты Fe‒Mn корками толщиной 2‒3 см. В их составе установлены серпентинизированные ультрамафиты (98%), габбро (1%), базальт (1 образец), брекчии и известняки (1%).

Ультрамафиты представлены лерцолитами, грарцбургитами, аподунитовыми серпентинитами и серпентинизированными перидотитами. Лерцолиты массивные, крупнозернистые с неотчетливой минеральной уплощенностью и линейностью, и, возможно, порфирокластической структурой (обр. S1930/11). Гарцбургиты (с редкими зернами диопсида) массивные, крупнозернистые, со слабой минеральной уплощенностью и зеркалами скольжения (обр. S1930/7-10). Аподунитовые серпентиниты массивные с нечеткими хромитовыми полосами, крупные (3‒5 мм). Хромшпинелиды сконцентрированы в обособлениях сложной формы (обр. S1930/30-35). В серпентинизированных перидотитах присутствуют жилы зеленоватого и голубовато-зеленого серпофита и хризотил-асбеста, иногда имеющие зональное строение (обр. S1930/72-76).

Габбро лейкократовое и мезократовое, крупнозернистое со следами низкотемпературных изменений: присутствуют соссюрит, развитый по амфиболу хлорит и розовый Mn-содержащий (?) цоизит (обр. S1930/2-6).

Базальт тонкозернистый, массивный, афировый, слабоизмененный (обр. S1930/1).

Брекчии из остроугольных обломков серпентинизированных ультрамафитов (?) в карбонатном цементе (обр. S1930/80).

Известняки мелкозернистые, биомикритовые с обломками ультраосновных минералов, с частично раскристаллизованным биомикритовым материалом (обр. S1930/85-91).

Фораминиферовые пески светло-серые, грубо- и среднезернистые (>100 мкм), без примеси пелитового материала (рис. 2а). Планктонные фораминиферы составляют большую часть комплекса (более 90%), но присутствуют и бентосные виды. В обоих случаях присутствуют как чистые раковины, так и покрытые Fe–Mn рубашками (см. рис. 2б‒д).

Рис. 2.

Фораминиферовые пески и гальки, драгированные на станции S1930. а – фораминиферовые пески; б‒д – раковины фораминифер, покрытые Fe‒Mn рубашками: б – Globorotalia tumida, в – Pulleniatina obliquiloculata, г – Cibicidoides wuellerstorfi, д – Cibicidoides kullenbergi; е – гальки из фораминиферовых песков.

Пески содержат многочисленные обломки пород размером от первых мм до 1‒2 см (см. рис. 2е). В гальках представлены все разновидности ультрамафитов и карбонатов, драгированных со склонов поперечного хребта в 19 рейсе НИС “Академик Николай Страхов”. Степень окатанности обломков преимущественно средняя, однако встречаются хорошо окатанные уплощенные гальки.

Основные виды планктонных фораминифер представлены на рис. 3. На основании находок фораминифер вида Globorotalia truncatulinoides можно заключить, что осадки, поднятые на станции S1930, имеют четвертичный возраст. Представленный в осадках комплекс содержит такие характерные плейстоценовые субтропические-тропические виды, как Globigerinoides ruber pink, Globorotalia hirsuta, G. truncatulinoides, G. scitula, G. tumida, G. menardii, Neogloboquadrina dutertrei, Pulleniatina obliquiloculata, Orbulina universa. Присутствие вида Globigerinoides ruber pink также указывает на то, что возраст осадка не превышает 0.28 млн лет [Бараш и др., 1986].

Рис. 3.

Основные виды планктонных фораминифер (станция S1930). 1 – Globigerinoides ruber pink, 2 – Globorotalia truncatulinoides, 3 – G. menardii, 4 – G. scitula, 5 – Neogloboquadrina dutertrei, 6 – Pulleniatina obliquiloculata. Длина масштабных линеек ‒ 100 микрон.

Среди бентосных форм преобладают секреционно-известковые виды Cibicidoides wuellerstorfi, C. kullenbergi, Oridorsalis umbonatus, Globocassidulina subglobosa, также встречаются Nuttallides umbonifera, Fursenkoina complanata, Pyrgo spp., Uvigerina peregrina и агглютинированный Hyperammina elongata.

Петрографическое изучение галек в прозрачных шлифах показало, что в них представлены разновидности пород третьего слоя океанической литосферы. Наиболее интересным оказалось обнаружение следов роста биогермных построек на ультрамафитах, а также проникновения морской биоты в породы (рис. 4).

Рис. 4.

Фотографии шлифов галек из фораминиферовых песков станции S1930. а – микрофоссилии в трещине, секущей серпентинизированные перидотиты (николи +); б – зональное выполнение каверны (николи ||); в (николи +), г (николи ||) – облекание породы биогенным илом; д – обрастание перидотита органогенным карбонатом с переходом в биогенный ил (николи ||); е – биогерм (николи ||).

На контактах магматических пород и органогенных илов, как правило, развиты черные в проходящем и поляризованном свете каймы (см. рис. 4а‒г). Часто наблюдается тонкая слоистость в илистых отложениях, выполняющих трещины и каверны (см. рис. 4б). В отдельных шлифах наблюдалась отчетливая зональность в смене сред: магматический субстрат—биогерм—органогенный ил (см. рис. 4д). В отдельных шлифах представлены фрагменты хорошо развитых биогермных построек (см. рис. 4е). Рост биогермных известняков на ультрамафитах свидетельствует о нахождении субстрата в области фотосинтеза.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Вопрос об источнике кластического материала, перенесенного в разломную зону Вима, всегда являлся предметом острых дискуссий, начиная с бурения первых скважин DSDP. С одной стороны, это связано со значительной мощностью осадков в районе срединно-океанического хребта — области наименьшего погружения, с другой — с признаками континентального происхождения кластики [Heezen et al., 1964; van Andel et al., 1967 и др.].

Позднеплейстоценовая (нижняя из известных) часть разреза вскрыта скважинами 26 и 353 DSDP на склоне северного борта долины (см. рис. 1). В керне установлено переслаивание градационно сортированных песков с карбонатными илами [Thiede, 1977]. В скважине 26 DSDP отмечено обилие растительных остатков при полном отсутствии признаков поставки кластики с бортов разломной зоны [Bader, 1970].

Осадки, поднятые драгированием на станции S1930, относятся к наиболее верхней (современной) части осадочного чехла разломной зоны Вима. Изначально они формировались как совокупность коллювиальных и пелагических осадков в основании поперечного хребта. Результирующий (наблюдаемый в настоящее время) гранулометрический состав этих осадков представляется следствием переработки первичного состава в условиях высокодинамичного гидрологического режима.

Отсутствие пелитовой фракции в фораминиферовых песках можно объяснить с позиций формирования остаточных отложений, в которых разделение фракций происходит в результате механического выветривания. На суше таким образом формируются гравийные отложения пустынных долин, где мелкие частицы осадка удаляются под воздействием ветра. В подводной обстановке роль сепаратора частиц могут выполнять придонные течения.

Существование интенсивных придонных течений в разломной зоне Вима обусловлено ее положением в области взаимодействия холодных антарктических и более теплых атлантических вод. Гидрофизическими исследованиями вдоль разлома выявлен сильный поток донных вод в восточном направлении со скоростями до 30 см/с [Демидов и др., 2007]. С этими данными согласуется и присутствие в составе бентосных форм фораминифер вида Cibicidoides wuellerstorfi (см. рис. 2г), характерного для областей с интенсивными донными течениями.

Согласно гидрофизическим замерам [Демидов и др., 2007], в восточном направлении придонный поток смещается к южному склону основного канала, т.е. станция S1930 находится непосредственно в области его влияния и, вероятно, разгрузки. На снижение влияния донных антарктических вод в районе станции S1930 указывает состав комплекса бентосных фораминифер, который характерен для североатлантических глубинных вод. Вид Nuttallides umbonifera, ассоциированный с антарктической донной водой, среди установленных нами форм присутствует в незначительном количестве.

Наличие Fe‒Mn рубашек на раковинах некоторых фораминифер свидетельствует о неодноактности процессов перемыва и переноса обломочного материала, что может быть связано как с климатическими вариациями, так и с миграцией осевой линии потока придонных вод. Железистые пленки на части обломков и раковинах фораминифер можно связать с перемывом отложений пограничного слоя, который отделяет терригенные гемипелагические лютиты и турбидиты от вышележащих пелагических фораминиферных илов и лютитов [McGeary, Damth, 1973].

Существование высокодинамичных режимов придонных течений объясняет разнозернистость отложений, в частности присутствие в фораминиферовых песках многочисленных галек полимиктного состава.

Наличие в гальках различных ультрамафитов, слагающих поперечный хребет, отражает протяженную область мобилизации и транспортировки обломочного материала. Предполагаемая вертикальная зональность в распределении ультрамафитов в структуре хребта [Bonatti et al., 1983 и др.] и очевидные признаки изначального нахождения части из них в области фотосинтеза указывают на вертикальный диапазон поступления кластики в интервале от 0 до первых км.

Логично предположить, что основная часть биогермных обломков поступала из карбонатной постройки, наименее погруженная часть которой отстоит от станции S1930 на расстояние около 260 км (см. рис. 1). Даже полагая поступление галек с периферии карбонатного массива, можно оценить дальность их переноса по крайне мере в 100 км.

Установленные нами виды фораминифер имеют молодой (не древнее плейстоцена) возраст. Если представления Э. Бонатти с коллегами верны, и окончательно погружение карбонатной постройки произошло около 2 млн лет назад [Bonatti еt al., 1994], то можно предположить, что микрофоссилии, обнаруженные в шлифах галек, должны быть старше фораминифер из песка. К сожалению, выделить объемные формы на данном этапе не представляется возможным.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Поднятые на станции S1930 грубо- и среднезернистые фораминиферовые пески четвертичного возраста с окатанными обломками биогерм и ультрамафитов со следами нахождения в зоне биопродуктивности отражают некоторые закономерности формирования структуры и современного осадочного чехла разломной системы Вима.

Отсутствие пелитовой фракции в фораминиферовых песках вероятно связано с их механическим выветриванием (перемывом) интенсивными донными течениями в области взаимодействия холодных антарктических и более теплых атлантических вод. С этими данными согласуется присутствие в составе бентосных форм фораминифер вида Cibicidoides wuellerstorfi, характерного для областей с интенсивными донными течениями.

Наличие Fe‒Mn рубашек на раковинах некоторых фораминифер свидетельствует о неодноактности процессов перемыва и переноса обломочного материала, что может быть связано как с климатическими вариациями, так и с миграцией осевой линии потока придонных вод.

Существование высокодинамичных режимов придонных течений объясняет присутствие в фораминиферовых песках многочисленных галек полимиктного состава. Наличие в гальках различных ультрамафитов, слагающих поперечный хребет, отражает протяженную область мобилизации и транспортировки потоком обломочного материала.

Основная часть биогермных обломков поступала из карбонатной постройки, наименее погруженная часть которой отстоит от станции S1930 на расстояние около 300 км. Допуская поступление галек с периферии карбонатного массива, можно оценить дальность их переноса в 100‒300 км.