Стадия 5. Гренландия-Евразия (формирование микроконтинента Ян-Майен).

Развитие севера участка современного Атлантического океана между континентальными окаринами Гренландии и Евразии представляет собой многофазовый и до сих пор незавершённый процесс. Одной из наиболее характерных черт формирование геологического строения и рельефа данной области является наличие влияния «горячей точки», на месте которой в данный момент располагается остров Исландия.

Наличие рифтогенеза на данном участке прослеживается ещё с Триасового периода вплоть до конца Палеоцена (Рис 9). Переход к спредингу датируется 55-56 млн л. н. (по магнитной аномалии 25).

Материковые окраины данного участка имеют пассивный характер. Окраины Евразии и Гренландии относят к так называемым вулканическим рифтогенным окраинам, ограничивающим крупную вулканическую провинцию, для которой характерны крупные излияния базальтовых траппов, комплексы силлов, рассловенные интрузивные тела, комплексы параллельных даек, интрузии (в том числе центрального типа), состав которых варьирует от ультраосновного до кислого.

Ещё одной характерной чертой этих магматических пассивных окраин являются выделяемые на сейсмических профилях подводные экструзивные комплексы вдоль границы перехода океан-континент. Сейсмические данные показывают, что подводные экструзивные комплексы простираются более чем на 3000 км как вдоль побережья Гренландии, так и вдоль Европы. Необходимо отметить, что характер протекания магматизма в пределах восточной и западной континентальных окраин весьма различен. Магматические интрузии Гренладской береговой зоны располагаются на значительно меньшем расстоянии от береговой линии, чем интрузивные комплексы Бринтаской и Норвежской окраины. Это указывает на существенную асимметрию магматических процессов, связанных с расколом литосферных плит. Причиной столь увеличенного и асимметричного магматизма на рифтогенных окраинах может служить либо быстрый, чем обычно (несколько десятков млн. лет) процесс утонения континентальной коры при рифтогенезе, либо воздействие мантийного плюма.

Имеются свидетельства, что влияние вызванной плюмом мантийной температурной аномалии в Северной Аталнтике началось только в палеоцен-эоцене, т.е. фактически синхронно с началом спрединга (по данным магнитной съёмки). Существует тектоническая модель, рассматривающая появление плюма причиной и движущей силой раскола плита. Вероятнее всего, что плюм приподнял обширную область литосферы, что привело к образованию в ней сети разломов, в которые поступали магматические расплавы. В истории проявления Исландского плюма можно выделить несколько этапов:

1) Прото-Исландский плюм проявился 63 млн л. н. возле западного побережья Гренладнии, где имеются излияния базальтов и пикритов (61,3 млн л. н.).

2) В палеоцене-эоцене отмечается высокое стояние Гренландии. Плюм имел аномально высокие размеры и температуру. По сравнению с первым поступлением в тело плюма мантийного материала последующие поступления были в несколько раз меньше. В результате размер плюма сократился, а температурное воздействие снизилось. Это уменьшило давление вещества плюма на литосферу, что привело к опусканию континентальных окраин.

3) К началу регулярного спрединга около 55 млн л. н. прото-Исландский плюм оказался поблизости от восточной окраины Гренландии. В последующем он находился в районе гребня Срединно-Атлантического хребта, контрлируя сначала дальнейшее развитие осе-симметричных Гренладско-Исландского и Исландско-Фарерского порогов, а затем и самого острова Исландия (~ 27-0 млн л. н.).

Анализ геолого-геофизических данных, проведённый сотрудниками Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН, показал, что хотя воздействие плюма на развитие региона и было значительным, но не может являться причиной для континентально раскола и возникновения нового океанического бассейна, так как фазы рифтогенеза возникали задолго до проявления признаков воздействия плюма около 63 млн л. н.

Возвращаясь непосредственно к тектонической истории развития региона, следует отметить следующее. Сформированная в конце палеоцена ось постоянного спрединга не была стабильной в пространстве. Имеющие палеомагнтиные данные указывают на то, что она как минимум два раза за Эоцен сильно меняла своё направление - 47 и 40 млн л. н. Зафиксированные магнитные аномалии демонстрируют, что приблизительно 33 млн л. н. произошёл перескок оси спрединга в западном направлении (Рис 11), что привело к отчленению от восточной окраины Гренландии крупного блока, так называемого микроконтинента Ян-Майен. В морфологическом плане разрастание океанической коры вокруг микроконтинента Ян-Майен происходило путём развитие спрединговых хребтов Айегир (на схеме AR), отмершего в олигоцене, и хребта Колбейнсей (на схеме KR), до настоящего момента активного.

Рис 11. Упрощённая палеотектоническая схема развития Гренландского и Норвежского морей с позднего Палеоцена (по E.Lundin, A.G. Dore, 2002).

На протяжении всего Олигоцена развитие хребтов Айегир и Колбенсей происходило синхронно с постепенным переходом основного спрединга от северо-восточного и северо-северо-восточному. Порядка 20 млн л. н. назад произошло формирование единой спрединговой системы хребет Колбенсейн – хребет Мона с формированием активного трансформного разлома (Рис 11 – с) и окончательное отмирание хребта Айегир. Фактически дату в 20 млн лет (или магнитная аномалия 6) можно считать окончательным отделением микроконтинента Ян-Майен от Гренландии. Впоследствии развитие спрединга происходило уже по заложенной оси и менялась мало. К концу Миоцена тектоническая ситуация в Северной Аталантике была уже сильно близка к современной (Рис 12).

Рис 12. Палеотектоническая реконструкция раннеплиоценового времени (По A.Zeigler, 1999).

Следует дать общее морфологическое описание основных стурктур, сформировавшихся бассейне Северной Атлантики: хребтов Рейкьянес, Колбейнсей и Гренландско-Исландского, Исладско-Фарерского порогов (Рис 13).

Рис 12. Фрагмент карты геолого-геофизической изученности Исландско-Гренландского региона (По Е.В. Вердбицкий и сотр., 2009).

Хребет Рейкьянес. Спрединговый хребет Рейкьянес простирается на 900 км от полуострова Рейкьянес (юго-западная часть о. Исладия) на 64^о с.ш. до разломной зоны на 57^о с.ш. Хребет имеет генеральный азимут простирания 36^о. Скорость спрединга оценивается в значение около 1 см/год. Глубина осевой зоны хребта увеличивается с севера на юг от уровня океана и достигает средней величины 2,5 км на расстоянии 1350 км к югу от центральной части о. Исландия. К югу от 58^о50` с.ш. наблюдается осевая долина, характерная для медленно-спрединговых хребтов, а к северу – осевое поднятие типичное для быстро-спрединговых хребтов. Рельеф дна хребта Рейкьянес более пологий, чем на других участках Срединно-Атлантического хребта в Северной Аталантике. Эти особенности рельефа обусловлены тем, что Исландский плюм формирует термическую структуру более родственную структуре быстро-спрединговых хребтов. Мощность коры изменяется вдоль простирания хребта по мере удаления от Исландии: от 30 км вблизи зоны влияния плюма до мощности нормальной океанической коры ~7 км. Кора хребта Рейкьянес имеет океаническое строение. Средняя мощность коры хребта составляет ~11 км. Мощность осадков на обоих флангах хребта ~1500 м.

Хребет Колбейенсейн, протяжённостью около650 км, простирается субмеридианально от о. Исландия на юге до Янмайенского разлома на севере и имеет субширотное направление спрединга при скорости ~1 см/год. Несмотря на значительную разницу в возрасте по сравнению с хребтом Рейкьянес хребет Кольбейнсейн характеризуется аналогичными морфологическими особенностями. По мере удаления от Исландии вблизи 68^о30^` осевое поднятие сменяется рифтовой долиной, характерной для медленоо-спрединговых-хребтов. Глубины осевой зоны хребта плавно увеличиваются с юга на север от уровня океана до 1300-1400 м. На периферии флангов хребта рельеф сильнее расчленён по сравнению с рельефом флангов хребта Рейкьянес, что указывает на более сложную историю формирования в начальный период. На наиболее древней коре западного фланга хребта Колбейнсейн мощность осадков составляет ~1000 м, а на восточном ~500 м.Кора хребта Кольбейнсей имеет океаническое строение, но в общем превышает её средние значения на 1,5 км . Увеличенная мощность океанической коры и другие отмеченные выше морфологические особенности строения рассмотренных хребтов обусловлены вляинием мантийного плюма в процессе формирования их структуры, что вполне подтверждается петрохимическими данными. (Рис 13).

Рис 13.

Гренладско-Исландский и Исландско-Фаррерский пороги. Начало формирования литосферы порогов обусловлено мезозойским рифтогенезом северо-западной окраины Европы и воздействием в дальнейшем вещества плюма на процесс формирования этих струутур.

Рельеф Гренладско-Исландского и Исландско-Фарерского порогов по сравнению с рельефом хребтов Рейкьянес и Колбейнсей более приподнят по отношению у уровню океана. Азимут простирания порогов более соответствуют направлению спрединга хребта Рейкьянес, чем хребта Колбейнсей. Рельеф фундамента коры порогов расчленён сильнее по сравнению с фундаментов коры хребтов (Рис 14). Фундамент Гренландско-Исландского порога погружается с востока на запад относительно плавно, а для Исладско-Фарерского порога габлюдается относительно резкое измнение крутизны рельефа фундамента вблизи уровня океана: от крутопадающего склона восточной части Исландии и далее до относительно пологонаклонной поверхности порога. Максимальная мощность осадков на Гренладско-Исландском пороге достигает 1000 м, тогда как на Ислндско-Фарерском пороге ~200 м. Мощность коры порогов составляет 27-33 км.

Рис 14. Аппроксимация рельефа фундамента коры хребтов Колбейнсей, Рейкьянес, Гренландско-Исландского и Исландско-Фаррерского порогов.