Гренландское море, Зюйдкапский желоб

Съемка здесь была проведена в двух районах – в центральной и западной частях котловины, прилегающей к Гренландскому подводному склону, и на фланге хребтов Мона и Книповича (см. рис. 70 с. 257).

До наших работ (Орлёнок, 1985) рельеф дна был изучен на очень редких галсах, дающих лишь самое общее представление о морфологии Гренландской котловины. Согласно полученным данным (рис. 74), дно западной части котловины представляет собой плоскую равнину с глубинами 3000 – 3500 м, погружающуюся в сторону флангов рифтовых хребтов Мона и Книповича до 3600 – 3700 м. Материковый склон Гренландии удалось исследовать лишь до глубины 2700 м (на одном галсе до изобаты 1400 м). В районе 74°30' обнаружен подводный каньон, начинающийся в основании материкового склона с глубины 2680 м. Глубина вреза V-образной долины – 20-50 м – прослеживается на расстоянии 220 км. В юго-восточной части района исследований над плоской равниной дна поднимается несколько крупных, сложной конфигурации холмов высотой 400 – 500 м, являющихся дальними отрогами хребта Мона. Показанная на всех батиметрических картах Атлантического океана в районе с координатами 74°30 с. ш. и 10° з. д. крупная подводная гора высотой около 1000 м нами здесь не была обнаружена. Гора была нанесена по единичному галсу, вероятно, ошибочно, из-за невязок в счислении места судна. Возможно, за нее был принят выступ материкового склона Гренландии, начинающийся в 35 км от указанного места.

На северо-востоке Гренландская котловина отделяется от Бореальной высоким (более 2000 м) кустообразным порогом, выделенным впервые М. Тальвани в 1978 г. как Гренландская зона разломов. Детально на участке между 4°30 з. д. и Гринвичем нами была изучена морфология этой структуры (см. рис. 72, 74, а). Юго-западный борт ее, обращенный к Гренландской котловине, очень крутой (30 – 40°) и имеет высоту 2000 – 2350 м; северо-восточный борт более пологий – он постепенно переходит во впадину Бореальной котловины с глубинами 3100 – 3300 м. Высшие точки порога образованы вытянутыми согласно его общему простиранию горами (№6 – 1450 м, №7 – 2160 м, №8 – 1840 и №9 – 2070 м). Исследованная структура является субширотной границей двух различных уровней опускания дна и представляет собой своего рода остаточную возвышенность. По структуре и литологии

слагающих ее пород можно получить представление о строении коры пустившихся по обе стороны котловин. И действительно, магнитная съемка над порогом выявила интересные особенности его строения (рис. 72). Порог оказался не разломом, а останцом по границе двух опустившихся котловин. Поскольку это самая северная в Атлантическом бассейне субширотная возвышенность, правильнее было бы ее называть Бореальным хребтом, или Бореальным подводным порогом, что исключило бы также известную путаницу с Гренландским порогом между Исландией и Гренландией.

Рельеф восточных районов Гренландской котловины, примыкающих к флангам хребтов Мона и Книповича, отличается большой расчлененностью и из холмистого на нижних флангах переходит в высокогорный близ гребневой зоны (рис. 74, б). Котловина испытывает наибольшее погружение у основания хребтов (до 3700 м и более). Высота холмов 300 – 500 м. Они часто имеют неправильную форму и преобладающее субмеридиональное простирание, согласное с простиранием рифтовых хребтов; массивы вытянутых на 25 – 30 км возвышенностей имеют ширину 6 – 8 км. Поднятия на 1000 м и более над дном котловин по простиранию прерываются широкими выровненными осадками, депрессиями. Непрерывной системы хребтов не прослеживается. Здесь расположено много изометрических гор вулканического облика высотой 1000 – 1200 м и площадью 40 – 50 км². Южнее 74-й параллели хребет Книповича представляет собой приподнятое на 3000 м и сильно расчлененное горное плато. Среди 34 обнаруженных и обследованных крупных гор (рис. 74) выделяются: массив из двух вытянутых хребтов на северо-востоке с отметками 2100 и 2500 м и горы №15 и №14 (2880 и 2630 м соответственно). Последняя интересна тем, что представляет собой узкий гребень с почти отвесными бортами высотой около 1000 м. Вдоль западного борта фиксируется узкий желоб с максимальной глубиной 3520 м и шириной днища не более 3,5 км.

Донные осадки котловины представлены алеврито-пелитовыми илами светло-коричневого и палевого цвета с включением большого количества современных фораминифер. На подводных горах и холмах содержание песчаной и грубообломочной фракций увеличивается, много гальки базальтовых и гранитных пород.

Аномальное магнитное поле Гренландской котловины характеризуется сильной дифференцированностью по всей ее площади (см. рис. 71, 75). Интенсивность поля меняется от -150 до +450 нТ. Изодинамы аномалий имеют преимущественно субмеридиональное

простирание с юго-запада на северо-восток. Поле котловины на уровне моря практически не имеет принципиальных различий с полем хребтов Мона и Книповича и в целом обладает весьма средней интенсивностью (абсолютные значения амплитуд не превышают 400 – 600 нТ). Факт сам по себе удивительный, если принимать кору океанических котловин как весьма специфичное образование, сложенное преимущественно высокомагнитными базальтовыми породами. Аналитическое продолжение поля на уровень дна дифференцирует картину, но принципиально ничего не изменяет. Поле Т остается среднеинтенсивным. Отмечается несоответствие в простирании аномалий восточной части Гренландской котловины с аномалиями рифтовых хребтов. Первые имеют широтное простирание, вторые – субмеридиональное, т. е. как бы наложены на поле котловин. Глубина залегания верхних кромок меняется от 0 на хребтах до 4 км в районе Гренландского подножия (см. табл. X.1). Это полностью совпадает с данными сейсмики о мощности немагнитной осадочной толщи в регионе.

Обнаруженная близ основания материкового склона Гренландии система узких положительных аномалий со значениями 300 – 450 нТ на уровне дна (см. рис. 75) позволяет предположить здесь либо конформную аномалиям систему глубинных разломов, либо, что более вероятно (учитывая данные сейсмопрофилирования южнее), систему погребенных под осадками хребтов. На уровне их верхних кромок аномалии возрастают до 600 нТ. В рельефе дна по простиранию некоторых аномалий фиксируются отдельные невысокие холмы (200 – 300 м). Отмеченные аномалии прерываются на Бореальном пороге (рис. 75). Поле Т над порогом распадается на слабые положительные и отрицательные аномалии (рис. 70) и остается таковым в поле трансформаций. Этот неожиданный резкий контраст строения дна и аномального магнитного поля, несмотря на значительный подъем дна, ясно свидетельствует о немагнитности пород, слагающих массив Бореального хребта. Сравнительно невысокая аномальность поля Гренландской котловины и срединных хребтов Мона и Книповича указывает на то, что просевший по обе стороны от них фундамент должен иметь в целом сходное строение. И действительно, рассчитанная по линейным аномалиям котловин намагниченность пород весьма невысока и составляет 200 – 30010^-3 Ам^-1. Над подводными горами она закономерно возрастает до 800 – 180010^-3 Ам^-1.

Отметим, что ни на одной из 34 обследованных подводных гор региона их батиметрия не совпадала с конфигурацией поля Т. Это объясняется геометрией аномальных тел и лавовых покровов и, возможно, вектора намагниченности I_n. Над пятью подводными горами получены отрицательные значения Т (около -600 нТ).

Глубина залегания нижних кромок для рифтовых хребтов в среднем не превышает 7,5 км, для котловины – 8 км. Следовательно, мощность магнитоактивного слоя колеблется от 3 до 7 км, увеличиваясь на положительных структурах. Анализ данных расчета намагниченности показал, что породы хребтов Мона и Бореального в основном слабомагнитные, а на рифтовом хребте Книповича – сильномагнитные.

Магнитная съемка над Зюйдкапским желобом, образование которого ряд исследователей связывает с разломной тектоникой, показала, что поле Т над ним практически безаномально (рис. 76). Оно во многом сходно с полем Бореального порога. Однако известно, что фундамент желоба сложен мощной толщей метаморфических и осадочных пород формации Хекла-Хук, достигающей здесь 10 – 12 км и практически немагнитной. Отсюда можно сделать заключение о том, что Бореальный порог сложен аналогичными породами близкой мощности. Интересно, что трансформация поля Т Гренландской котловины в верхнее полупространство дает структуру поля, аналогичную полю над Зюйдкапским желобом и над Бореальным хребтом на высотах 10 – 12 км (см. рис. 76). Иными словами, штоки и сравнительно маломощные покровы базальтов при трансформации поля вверх не маскируют интегральную структуру материнского фундамента, который обнаруживает в магнитометрии сходный состав с фундаментом заведомо континентальных платформ. Безаномальный характер поля Зюйдкапского желоба свидетельствует о его нетектонической природе. Он был выпахан деградировавшими с Баренцевоморского шельфа ледниками четырех последовательно сменявших друг друга оледенений северного полушария. К аналогичному выводу на основании детальных геоморфологических исследований пришел и Г. Г. Матишов (1980).

Региональный профиль, отработанный нами в Лофотенской котловине по другую сторону хребта Мона (см. рис. 73, с. 265), обнаруживает ту же структуру поля Т, что и в Гренландской котловине. Правда, в основании материкового склона Норвегии вследствие глубокого погружения фундамента и большой мощности осадков фиксируется слабоаномальная зона.

Рис. 76. Аномальное магнитное поле (T) над Зюйдкапским желобом

и Бореальным хребтом (H – поверхность дна)