Crustal structure, tectonic subsidence and lithospheric stretching of the princess Elizabeth trough basin, East Antarctica

Cover Page

Abstract


This paper considers crustal structure, seismic stratigraphy, thermal evolution and lithospheric stretching of the deep-water basin located on the East Antarctic passive margin in the Princess Elizabeth Trough. Seven of the Middle Jurassic to Quaternary seismic sequences was identified based on interpretation of multichannel seismic data. The information about seismic stratigraphy and crustal thickness (calculated from gravity data) along the section crossing the Princess Elizabeth Trough was used for numerical modeling of the thermal regime of the lithosphere, tectonic subsidence of the crystalline basement and lithospheric stretching. Modeling shows that calculated tectonic subsidence is possible only under the assumption of crustal extension before the deposition (during the crustal doming at the early rift phase). Maximum stretching factor in the basin ranges from 1.1 to 2.0 for the period which preceded the deposition and 2.8 for the period of the rift-related deposition.

 

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Трог Принцессы Елизаветы расположен между вулканическим плато Кергелен и Антарктидой и представляет собой узкий пролив глубиной до 3500 м, соединяющий море Содружества и море Дейвиса (рис. 1). Морские геофизические съемки, включавшие сейсмические, магнитные и гравитационные исследования, проводились научными организациями многих стран на протяжении более 35 лет, но в пределах трога Принцессы Елизаветы исследования были выполнены только в Российских антарктических экспедициях 1994 и 2003 гг. и в рамках совместного российско-германского проекта Международного полярного года 2007–2008 гг. [2, 10, 18].

Особенностью тектонического строения трога Принцессы Елизаветы является небольшая ширина окраинного рифта, который формировался на раннем этапе разделения Индии и Антарктиды в позднеюрское-раннемеловое время. Она составляет всего 30–50 км, тогда как в море Содружества – более 300 км [2]. Это, вероятно, связано с тем, что этап растяжения земной коры в троге Принцессы Елизаветы, предшествующий расколу литосферы и началу океанического спрединга, был короче, чем в море Содружества. Северная половина трога Принцессы Елизаветы занята океанической корой с возрастом 130–125 млн лет [2]. Южная часть плато Кергелен, которое ограничивает трог с севера, предположительно представляет собой микроконтинент с корой континентального типа, перекрытый вулканическими комплексами с возрастом около 120 млн лет [7].

 

Рис.1. Положение профилей 4809 и 3910, использованных для численного моделирования бассейна трога Принцессы Елизаветы.

 

Целью работы является численное моделирование термической истории бассейна, оценка амплитуды растяжения его литосферы и вариаций тектонического погружения фундамента осадочного чехла в период формирования осадочной толщи бассейна пассивной окраины Антарктиды в троге Принцессы Елизаветы.

Для выполнения численного моделирования был выполнен сейсмостратиграфический анализ осадочного чехла по профилю 4809 (2003 г.), который пересекает трог Принцессы Елизаветы (см. рис. 1), выделены основные сейсмические горизонты и установлен возраст формирования ограниченных этими горизонтами сейсмических (и отвечающих им осадочных) комплексов. В качестве базового принципа интерпретации сейсмического разреза использовалась универсальная сейсмостратиграфическая модель, предложенная для глубоководной области Восточной Антарктики [2, 17].

В этой модели региональные отражающие границы нумеруются снизу вверх по разрезу цифрами от 1 до 5 и имеют буквенные обозначения (префиксы) в зависимости от географического положения бассейна. Для морей Содружества и Дейвиса этим обозначением являются латинские буквы «CS» (от английского названия моря Содружества – Cooperation Sea). Следуя номенклатуре, которая была предложена на раннем этапе сейсмических исследований континентальной окраины Восточной Антарктики [14, 15], цифрой 1 обозначена кровля рифтового комплекса (несогласие, образованное в результате разновозрастного раскола гондванских континентов), цифрой 4 обозначена граница, маркирующая резкие изменения в структуре осадочного чехла. Образование границы 4 связано с началом крупномасштабного антарктического оледенения на рубеже эоцена и олигоцена около 34 млн лет назад. Граница с номером 3 датируется средним эоценом (48–43 млн лет) на основании данных о ее налегании на фундамент океанических котловин известного соответствующего возраста [17]. Возраст границы 5 надежно определяется по данным бурения скважины ODP в море Содружества и составляет 24–22 млн лет.

 

Рис.2. Интерпретированные временной (а) и глубинный (б) сейсмические разрезы по профилю 4809. 1 – сейсмические границы; 2 – возраст сейсмических комплексов в млн лет; 3 – номера псевдоскважин, по которым выполнялось численное моделирование

 

Для контроля численной оценки амплитуды растяжения земной коры (путем анализа погружения фундамента) в настоящем работе выполнено плотностное моделирование гравитационных аномалий, которое позволяет оценить изменение мощности и, соответственно, коэффициента растяжения консолидированной части земной коры континентальной окраины. Модель земной коры составлена по сейсмическому профилю 3910, полученному в 1994 г., который расположен в 70 км к востоку от профиля 4909 (см. рис. 1). В 2007 г. вдоль данного профиля были выполнены исследования методом преломленных волн с применением донных станций в рамках проекта Международного полярного года 2007–2008 гг. [2, 10]. Проведенные исследования позволили установить положение границы Мохоровичича на большей части профиля 3910 и улучшить точность плотностного моделирования. При численном моделировании амплитуды растяжения земной коры и истории погружения бассейна за основу был взят разрез осадочного чехла по профилю 4908, который отличается лучшим качеством сейсмической записи, чем разрез по профилю 3910.

СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА И ЗЕМНОЙ КОРЫ ТРОГА ПРИНЦЕССЫ ЕЛИЗАВЕТЫ

На основании сейсомстратиграфического анализа с привлечением данных бурения по программе ODP и информации об истории геологического развития региона в осадочном чехле трога Принцессы Елизаветы нами было выделено шесть региональных сейсмических горизонтов, обозначенных CS1, CS2, CS2а, CS3, CS4 и CS5, которые разделяют семь сейсмических комплексов (рис. 2). Толща стратифицированных осадков подстилается акустическим фундаментом, который надежно интерпретируется в качестве кристаллического основания осадочного бассейна (рис. 2, а). В пределах верхнего подножия континентально склона фундамент резко погружается в сторону океана по системе крутых сбросов, формирующихся при растяжении земной коры. Максимальное погружение фундамента составляет 7.0–7.5 км. В 50 км от начала профиля морфология фундамента заметно меняется. Его поверхность образует поднятие шириной около 20 км с изрезанным, короткопериодным рельефом, формирующим многочисленные дифракции, и затем ступенчато воздымается в северном направлении, являясь южным склоном Кергелен. Резкое изменение в строении фундамента связывается нами с границей между растянутой рифтогенной корой континентального типа и океанической корой. Развитие океанической коры в троге Принцессы Елизаветы подтверждается наличием системы отчетливых линейных магнитных аномалий [2, 11]. Возраст аномалий строго идентифицировать не удается, но вероятнее всего, как и на окраине юго-западной Австралии [25], они связаны с хронами полярности геомагнитного поля М9-М4 (130-127 млн лет).

 

Рис.3. Плотностной разрез земной коры по профилю 3910, полученный по результатам моделирования гравитационных аномалий. 1 – наблюденные гравитационные аномалии (редукция в свободном воздухе); 2 – вычисленные гравитационные аномалии; 3 – плотность, г/см3; 4 – номера псевдоскважин, по которым выполнялось численное моделирование; 5 – граница между рифтогенной корой континентального типа и корой океанического типа

 

Граница CS1 является кровлей рифтового комплекса, который заполняет региональный прогиб окраинного рифта. Возраст этой границы соответствует началу спрединга морского дна и составляет около 130 млн лет. На временном разрезе рифтовый комплекс представлен полупрозрачной структурой сейсмической записи с хаотическими прерывистыми отражениями, которая характерна для континентальных и мелководно-морских отложений, с преобладанием обломочного материала – конгломератов, песчаников, алевритов с подчиненным развитием аргиллитов.

Граница CS2 плохо проявлена на разрезе, но ее положение было определено на основе корреляции с разрезами моря Содружества, где она представлена высокоамплитудным рефлектором [2]. Образование границы CS2 связывается нами со сменой режима осадконакопления во время интенсивного вулканизма, сформировавшего южную часть плато Кергелен 120–110 млн лет назад. Подстилающий осадочный комплекс между горизонтами CS1 и CS2 (130–110 млн лет) накапливался на ранней стадии океанического раскрытия и преимущественно сложен гемипелагическими осадками (алевролитами и аргиллитами) с подчиненным количеством более грубообломочного вещества, поставляемого гравитационными потоками со стороны сформированного шельфа и континентального склона.

Граница CS2а отчетливо проявляется в сейсмической записи (рис. 2, а). Ее возраст оценивается периодом 90–80 млн лет – когда произошло раскрытие океанических проливов, соединяющих Южную Атлантику, Индийский океан и океан Тетис, и изменение глубоководной обстановки осадконакопления [16]. В это же время произошло погружение южной части плато Кергелен до пелагических глубин. В скважине 738 – самой близкой к трогу Принцессы Елизаветы пробуренной скважины (см. рис.1) – отмечено резкое изменение обстановки осадконакопления в кампане, с замещением известняков на нанофоссилиевые илы и образованием контрастного сейсмического горизонта [6]. Комплекс между горизонтами CS2 и CS2а развивался в условиях достаточно глубокой котловины и предположительно сложен гемипелагическими осадками, преимущественно аргиллитами, с возможным присутствием вулканического вещества, поставляемого активными извержениями на плато Кергелен в период от 110 до 90 млн лет.

Границы CS3–CS5 идентифицированы во всех осадочных бассейнах континентальной окраины Восточной Антарктики и непрерывно коррелируются между бассейнами [17]. Комплексы, перекрывающие границу CS3 (см. рис. 2) преимущественно сложены гемипелагическими и пелагическими осадками, с незначительным привносом относительно грубозернистого материала обломочными и турбидитными потоками. Глубоководные конусы выноса, сложенные отложениями гравитационных потоков, прослеживаются под верхним подножием континентального склона выше границы CS4, которая маркирует начало антарктического оледенения и изменение обстановок седиментации (см. рис. 2).

 

Рис.4. Изменение температуры пород и зрелости органического вещества в истории погружения осадочного бассейна пассивной окраины в троге Принцессы Елизаветы, численно восстановленные для псевдоскважин (ПС) 2 (а), 7 (б) и 9 (в). 1 – изменение среднегодовой температуры на поверхности морского дна (по данным [4, 8, 27]); 2 – изменение глубины залегания сейсмических комплексов (относительно морского дна) в период развития бассейна; 3 – изотермы; 4 – изолинии отражательной способности витринита (%Ro)

 

Табл.1. Амплитуды растяжения литосферы трога Принцессы Елизаветы, рассчитанные на основании анализа вариаций тектонического погружения фундамента бассейна трога Принцессы Елизаветы для одиннадцати псевдоскважин вдоль сейсмического профиля 4908.

ПC

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

X, km

0

5

11

17

22

38

44

59

75

92

106

Zsea

3.3

3.4

3.5

3.5

3.5

3.7

3.7

3.7

3.7

3.7

3.7

Zsed

1.6

2.15

3.0

3.0

3.5

3.9

4.1

2.9

3.6

3.2

2.3

tsed

43

80

160

160

160

160

160

130

130

130

110

Qini

75

75

146

188

210

210

230

105

146

188

188

Hobserv

22

20

19

18

15

9.0

6.0

6.3

6.5

7.0

7.0

βobserv

1.64

1.80

1.89

2.00

2.40

4.00

6.00

βsed

1.06

1.10

1.75

1.77

1.84

2.40

2.80

1.02

1.08

1.06

1.00

β0 mod

1.50

1.64

1.09

1.12

1.28

1.54

2.00

Ho mod

24

22

33

32

28

22

18

βsum

1.59

1.80

1.91

1.99

2.37

3.93

5.60

Hmod

22.6

20.0

18.8

18.1

15.2

9.2

6.4

6.5

6.5

6.6

7.0

Z0.50%

-

1.95

2.23

2.22

2.22

2.20

2.23

2.17

2.23

2.13

2.00

Romax

0.44

0.54

0.63

0.63

0.70

0.76

0.80

0.64

0.76

0.71

0.57

Примечание. ПC – номера псевдоскважин; X – расстояние вдоль профиля, км; Zsea –современная глубина моря, км; Zsed – современная мощность осадочного чехла, км; tsed –возраст пород в основании осадочного чехла, млн лет; Qini – тепловой поток, принятый в нашей модели для начала формирования осадочной толщи (для времени t =-tsed), мВт/м2; Hobserv – современная толщина консолидированной коры, полученная из геофизических оценок современной глубины границы МОХО; βobserv = 36/Hobserv – полная амплитуда растяжения литосферы, полученная из наблюдаемой глубины границы МОХО (см. рис. 2), толщина консолидированной коры, предполагаемая в модели до растяжения литосферы, составляет 36 км (см. табл.1); βsed – амплитуда растяжения литосферы за время формирования осадочного чехла (tsed ≤ t ≤ 0 Ma); β0 mod – амплитуда растяжения литосферы перед началом формирования осадочного чехла (t = tsed), принятая в моделировании; Ho mod – мощность консолидированной коры, принятая в модели на начало формирования осадочного чехла (t = tsed; Ho mod =36/ β0 mod); βsum – амплитуда полного растяжения литосферы, рассчитанная в модели как: βsum = βsed × β0 mod; Hmod – современная толщина консолидированной коры, рассчитанная в модели (Hmod =36./ βsum; ее необходимо сравнить со значением Hobserv в данной таблице); Z0.50% – вычисленная современная глубина кровли «окна генерации нефти» (Ro=0.50%), км; Romax – вычисленное значение Ro в процентах для пород в основании осадочного чехла (на глубине z=Zsed).

 

По результатам плотностного моделирования гравитационных аномалий установлено (рис. 3), что мощность консолидированной земной коры составляет:

  • ≈ 25–28 км под шельфом, где развит докембрийский кристаллический щит Восточной Антарктиды;
  • 10–20 км в пределах окраинного рифта;
  • 6–10 км в части трога Принцессы Елизаветы, подстилаемой корой океанического типа;
  • 15–22 км в южной части плато Кергелен.

Резкое утонение консолидированной коры (от 25 до 8 км) происходит на фланге окраинного рифта, где наблюдается блоковое погружение фундамента по системе сбросов. В днище рифта мощность коры составляет 10–8 км и сопоставима с мощностью прилегающей океанической коры (см. рис. 3). Утолщение коры до 10–12 км в северном направлении связано с избыточным магматизмом в период спрединга морского дна под влиянием поднимающегося плюма Кергелен.

ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ТЕРМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ БАССЕЙНА ТРОГА ПРИНЦЕССЫ ЕЛИЗАВЕТЫ

Принципы моделирования

Для численной реконструкции истории погружения и эволюции термического режима осадочного бассейна континентальной окраины в троге Принцессы Елизаветы использовался пакет компьютерных программ ГАЛО [1, 9]. Основную часть моделирования составляло численное решение одномерного (приближение плоского бассейна) нестационарного уравнения теплопереноса с учетом изменений теплофизических свойств пород с глубиной и временем. Расчет температур проводится в области, включающей осадочный чехол, подстилающую литосферу и часть астеносферы до глубин 80–100 км.

В процессе решения уравнения теплопроводности на поверхности бассейна (морского дна) задается среднегодовая температура для соответствующего геологического времени. Изменения среднегодовых температур на поверхности морского дна трога Принцессы Елизаветы в геологическом прошлом (рис. 4), значения которых используются в программе численного моделирования ГАЛО, предполагаются на основании анализа данных [4, 8, 27]. При расчете распределения температур пород на нижней границе области ZM поддерживалась постоянная температура ТМ. Метод определения параметров ZM и ТМ обсуждается в [1, 9]. Значения глубин ZM менялись от 80 до 93 км, а значения температур ТM – от 1160 до 1170ºС. Минимальный тепловой поток в истории бассейна (Qmin) составлял 46 мВт/м2. Исходный тепловой поток (Qini), принимаемый в моделировании на время начала формирования осадочной толщи t=tsed, менялся от 75 до 230 мВт/м2 (табл. 1). Для tsed = 160 млн лет, тепловой поток закономерно увеличивается в сторону океана (см. табл. 1). Для tsed < 160 млн лет этот поток меньше, что согласуется с релаксацией теплового потока в течение интервала времени от зарождения до начала отложения осадков в рассматриваемом бассейне. Значение потока Qini заметно влияет на скорость погружения бассейна в ранний период формирования осадочной толщи, поэтому в процессе моделирования значения Qini корректируются в соответствии с вариациями тектонического погружения бассейна.

 

Табл.2. Стандартная модель континентальной литосферы, используемая в моделировании (по [1, 5, 9]).

Слой

Верхняя кора

Нижняя кора

Мантия

Глубина основания слоя, км

5.0

15.0

36.0

> 36

Плотность, кг/м3

2750

2750

2900

3300

Теплопроводность, Вт/м°K

2.72

2.72

1.88

K = f (T)*

Генерация тепла, мкВт/м3

1.465

0.84

0.21

0.004

Примечание. В системе ГАЛО зависимость теплопроводности K и теплоемкости Ср пород мантии от температуры определялась уравнениями, приведенными в [19].

 

Численное воспроизведение истории погружения и термической эволюции бассейна требовало детального разбиения области счета на шаги по глубине и большое число шагов по времени (от 2 до 4 тысяч). При отложении неуплотненных осадков на поверхности осадочного бассейна шаги ΔZ не превышали 10 м и увеличивались кусочно-непрерывно с глубиной, достигая 1 км на глубине около 100 км. Шаги по времени (Δt) менялись в широких пределах – от 400 тыс лет, для периодов относительно медленного осадконакопления, до 16 тыс лет для периодов относительно быстрого.

При вычислении термофизических параметров осадочных пород использовались глобальные средние значения матричных петрофизических характеристик основных литологических единиц (глин, песчаников), смесь которых отвечала предполагаемому составу пород сейсмических комплексов [22–24]. В решении уравнения теплопроводности использовались теплофизические параметры литосферы (толщины разных слоев, плотность, теплопроводность, теплоемкость и теплогенерация кристаллического фундамента и мантии). В расчетах предполагалось, что строение и физические свойства литосферы в троге Принцессы Елизаветы до начала рифтогенеза (растяжения между Индией и Антарктидой) аналогичны параметрам континентальной литосферы Индийского щита (табл. 2). В такой литосфере вклад радиогенного тепла пород консолидированной коры в поверхностный тепловой поток составляет ≈ 21 мВт/м2 [12, 13, 20].

Термическая эволюция осадочного бассейна и подстилающей литосферы

Численные реконструкции термической эволюции и истории погружения бассейна трога Принцессы Елизаветы на основе пакета программ ГАЛО были получены для одиннадцати характерных пунктов (псевдоскважин; см. рис.2, см. рис.3,); на примере трех из них демонстрируются результаты выполненных расчетов (рис. 4). Моделирование показывает зависимость температуры осадочных пород от глубины их погружения, литологического состава и темпов осадконакопления. В эволюции бассейна предполагается умеренный тепловой режим и степень преобразования органического вещества (ОВ) в осадочной толще бассейна в соответствии с наблюдаемым погружением. Вычисленные температуры осадочных пород не превышали 125ºС. Значения отражательной способности витринита, являющейся интегральной характеристикой термической истории бассейна, не превосходили 0.84% (см. рис. 4, рис.5).

 

Рис.5. Термическое состояние осадочного чехла бассейна трога Принцессы Елизаветы в разрезе по профилю 4908. 1 – основные сейсмические горизонты; 2 – изотермы; 3 – изолинии отражательной способности витринита (%Ro)

 

Пример рассчитанной тепловой истории литосферы бассейна для псевдоскважины 7 (рис. 6), демонстрирует прогрев литосферы с высоким температурным градиентом, индуцированный растяжением бассейна на раннем этапе формирования осадочной толщи около 160–130 млн лет назад. Для участка бассейна между псевдоскважинами 3 и 7 характерна конфигурация изотерм в виде «полки» ( см. рис. 6, 150–130 млн лет).

Расчет тектонического погружения бассейна

На первом этапе оценки степени растяжения литосферы континентальной окраины Антарктиды в троге Принцессы Елизаветы осуществлялась численная реконструкция истории развития бассейна и проводились расчеты амплитуд тектонического погружения фундамента от начала рифтогенеза до настоящего времени. Эти расчеты основаны на информации о геологическом строении осадочного чехла трога Принцессы Елизаветы – глубине залегания, возрасте осадочных комплексов (см. рис. 2, б) и моделях изменений палеоглубин моря (рис. 7). Предполагается, что до начала погружения фундамента, развивалось сводовое поднятие земной коры, типичное для ранней стадии рифтогенеза и связанное с разогревом литосферы [28]. Характер изменения палеоглубин моря (см. рис. 7), используемых в моделировании, принят в соответствии общими представлениями об эволюции пассивных континентальных окраин [21].

 

Рис.6. Термическая история литосферы осадочного бассейна трога Принцессы Елизаветы в псевдоскважине 7 (а), эволюция термического режима литосферы в псевдоскважине 7 (б). Фазовый переход показывает глубину в мантии, на которой происходит преобразование шпинелевых перидотитов в гранатовые перидотиты, по [1]. Подошва литосферы определяется пересечением кривой солидуса перидотита с содержанием воды не более 0.2% H2O [26] с текущей геотермой Т(Z, t) в литосфере бассейна. 1 – вариации теплового потока через поверхность фундамента; 2 – вариации теплового потока через поверхность осадочного чехла

 

По алгоритмам [1, 9] рассчитаны амплитуды тектонического погружения на первом этапе моделирования. Тектоническое погружение бассейна трога Принцессы Елизаветы вычислено путем удаления нагрузки воды и осадков с поверхности фундамента (рис. 8, а, рис. 9).

Для сравнения демонстрируется полное погружение поверхности фундамента бассейна относительно уровня моря, рассчитанное как сумма мощности осадочного чехла бассейна и палеоглубин моря (см. рис. 9, кривые 3).

Второй этап тектонического анализа предполагает расчет амплитуд тектонического погружения альтернативным методом. В системе ГАЛО температуры пород определяются в области 0 ≤ z ≤ ZM, в которую входят осадочная толща, подстилающая литосферу и верхняя часть астеносферы (см. рис. 6). Большой глубинный диапазон расчета температур позволяет вычислять распределение плотности пород в земной коре и мантии в каждый момент времени развития бассейна и амплитуды тектонического погружения бассейна при условии изостатического равновесия. Изменения плотности пород зависят от вариаций амплитуды (фактора) растяжения температур, давления, состава пород и фазовых переходов в мантии с глубиной [1].

При моделировании, начиная с момента формирования бассейна, последовательно подбираются амплитуды растяжения и продолжительность тепловой активизации литосферы так, чтобы вычисленные вариации в тектоническом погружении поверхности фундамента (см. рис. 9, пунктирные кривые 2), объясняли изменения в тектоническом погружении (см. рис. 9, сплошные кривые 1).

Вариации амплитуд тектонического погружения бассейна

В рифтовый период (от 160 до 130 млн лет) происходило достаточно быстрое погружение фундамента (см. рис. 8, а, ПС 3–7), формирование глубоководной окраины (см. рис. 7, ПС 3–7) и накопление рифтового комплекса мощностью до 700 м. Фактор растяжения в интервале разреза между псевдоскважинами 3 и 7 (см. рис. 2), изменялась от 1.75 до 2.8 (см. табл.1, βsed).

Для псевдоскважин 1 и 2, расположенных на фланге окраинного рифта, рассчитанный фактор растяжения в период осадконакопления (βsed) имеет минимальные значения 1.06 и 1.1, соответственно (см. табл. 1). Полученный результат основан на интерпретации сейсмического разреза (см. рис. 2), где фундамент перекрыт относительно молодыми осадками с возрастом не древнее 43 млн лет в псевдоскважине 1 и 80 млн лет псевдоскважине 2. В программах численного моделирования, включая программное обеспечение ГАЛО, тектоническое погружение рассчитывается от морского дна, т.е. от кровли осадочной толщи, на определенный период времени соответствующего возраста. Нельзя исключать, что фундамент местами перекрыт тонким слоем более древних осадков, мощность которых находится за пределами вертикальной разрешающей способности относительно низкочастотного сейсмического профилирования (первые сотни метров) или более древние осадки не накапливались из-за действия донных течений. Таким образом, вычисленные факторы растяжения могут оказаться заниженными.

 

Рис.7. Предполагаемые изменения глубины моря в троге Принцессы Елизаветы в ПС 1–11. Показаны (цифры) номера псевдоскважин.

 

Рис.8. Вариации тектонического погружения поверхности фундамента (а) и мощности осадочного чехла (б) в истории развития бассейна трога Принцессы Елизаветы. Показаны (цифры) номера псевдоскважин.

 

Формальное вычисление фактора растяжение было выполнено и для псевдоскважин 8–11 на океанической коре с возрастом 130–120 млн лет, которая по определению не могла подвергаться рифтогенному растяжению. Полученные значения составляют 1.08, 1.06 и 1.0, т.е. указывают на отсутствие растяжения (см. табл.1), подтверждая достоверность вычислительных процедур. Небольшие отклонения от 1.0 могут быть связаны с неточной возрастной интерпретацией осадочного разреза или не принятыми во внимание эндогенными процессами в литосфере.

Растяжение литосферы до начала формирования осадочного чехла бассейна

Мощность консолидированной части земной коры, выявленной по результатам моделирования поля силы тяжести (см. рис. 3) позволяет установить амплитуду ее полного растяжения (βobserv) в предположении, что начальная мощность земной коры, как и в настоящее время на кристаллическом щите Восточной Антарктиды [3], составляла 36 км (βobserv = 36 / Hobserv). Вычисления показывают, что амплитуда растяжения меняется от 1.64 в бортовой части рифта до 5–6 в пределах его днища, вблизи границы между рифтогенной корой континентального типа и корой океанического типа (см. табл.1).

Параметр βobserv можно использовать для определения амплитуды растяжения литосферы β0 mod в период до начала формирования осадочного чехла бассейна, когда происходило сводовое поднятие (см. табл.1, t < – tsed). Доседиментационная амплитуда растяжения определяется из соотношения

β0 = βobserv / βsed,

где βsed –  амплитуда растяжения в период накопления рифтовых осадков, т.е. растяжения в течение интервала времени tsed ≤ t ≤ 0 млн лет.

Моделирование охватывает только период, когда происходило осадконакопление (интервал времени tsed ≤ t ≤ 0 млн лет) и предполагает однородное растяжение всей области счtта 0 ≤ t ≤ ZM. Вычисление параметров β0 mod (амплитуда растяжения литосферы до начала осадконакопления) или H0 mod (толщина консолидированной коры до начала осадконакопления) в моделировании производится путем итерационной процедуры. В начале моделирования, когда значение амплитуды доседиментационного растяжения β0mod неизвестно, принимается произвольное значение β0 mod. Для этого значения определяется толщина консолидированной коры на время начала формирования осадочного покрова (t = tsed) как: H0 mod = 36 / β0 mod

С такой начальной литосферой осуществляется моделирование, то есть численно реконструируется термическая история литосферы в седиментационный период развития бассейна и определяется соответствующая амплитуда растяжения βsed. Затем определяется полная амплитуда растяжения литосферы за весь период рифтингенеза:

βsum = β0 mod × βsed

Если βsum отличается от βobserv, то значение β0 mod меняется и процедура моделирования повторяется с новой исходной литосферой, пока βsum не станет близкой к βobserv, и, следовательно, вычисленное значение современной толщины консолидированной коры Hmod (Hmod = 36/ βsum) не станет близким к наблюдаемому значению Hobserv (см. табл. 1).

Для внешней части рифтогенной окраины, где развит рифтовый комплекс с возрастом 160–130 млн лет (псевдоскважины 3 – 7), амплитуда растяжения литосферы β0mod до начала формирования рифтовых осадков последовательно увеличивается в сторону моря от 1.09 до 2, при этом начальная толщина консолидированной коры Ho mod уменьшается от 33 до 18 км (см. табл. 1).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

При моделировании рифтовых осадочных бассейнов существует проблема недоучета латерального переноса тепла. Наличие относительно высоких градиентов температур ծT/ծx активизирует процесс остывания литосферы, а это, в свою очередь, увеличивает скорость погружения поверхности фундамента. Пренебрежение латеральным теплопереносом в этом случае приводит к переоценке амплитуды растяжения βsed и, как следствие, к недооценке амплитуды растяжения β0 mod. Разумно, однако, предположить, что к моменту начала осадконакопления, после этапа начального растяжения со сводообразованием, горизонтальные градиенты температур значительно снизились.

 

Рис.9. Вариации тектонического погружения бассейна Трога Принцессы Елизаветы для псевдоскважин (ПС) 2 (а), 7 (б) и 9 (в), вычисленные в предположении локально-изостатического отклика литосферы на нагрузку. 1–2 – тектоническое погружение поверхности фундамента, вычисленное: 1 – удалением нагрузки воды и осадков с поверхности фундамента, 2 – из условия изостатической компенсации разреза литосферы; 3 – полное погружение поверхности фундамента, отсчитываемое от поверхности моря; 4 – палеоглубина моря

 

При моделировании осадочного бассейна трога Принцессы Елизаветы подразумевалось, что теплоперенос в горизонтальном направлении незначителен по сравнению с вертикальным.

Отсутствие информации о детальном изменении глубины моря в процессе развития бассейна является одним из заметных факторов неопределенности в модели. В используемом алгоритме расчета вариаций амплитуд тектонического погружения участвует не абсолютная глубина моря, а изменения этой глубины относительно ее значения в начальный период формирования осадочного бассейна [9]. В алгоритм расчетов входят временные вариации веса водной колонки. При моделировании предполагалось, что основные изменения в глубине моря происходили в период от 160 до 130 млн лет (см. рис. 7).

Для того, чтобы оценить влияние неопределенности в априорных моделях изменения глубин моря на расчет амплитуд растяжения литосферы в период осадконакопления, для псевдоскважины 7, кроме предложенной, наиболее вероятной функции время–глубина (см. рис. 7), была использована альтернативная функция, со следующими, заметно отличающимися параметрами (в скобках указаны изменения глубин, представленные на рис. 7):

  • 160–130 млн лет, изменение глубин 0–1.7 км (0–3.2 км);
  • 130–90 млн лет, изменение глубин 1.7–3.2 км (3.2–3.4 км);
  • 90–0 млн лет, изменение глубин 3.2–3.7 км (3.4–3.7 км).

Амплитуда растяжения в период осадконакопления (βsed) с использованием альтернативной функции изменения глубин составила 2.54, при использовании основной функции амплитуда составила 2.80, т.е. при уменьшении заглубления в период рифтогенеза почти в 2 раза, фактор растяжения изменился всего в 1.1 раз.

Анализ вариаций тектонического погружения бассейна показал, что в период между 120–110 млн лет и 80 млн лет, произошла тепловая активизация бассейна, замедлявшая остывание литосферы и скорость погружения фундамента в районе между псевдоскважинами 3 и 11 (см. рис. 8, а). Это явление, вероятно, связано с действием мантийного плюма Кергелен, который внедрился в литосферу на ранней стадии раскрытия океана (120–110 млн лет назад).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Осадочный бассейн трога Принцессы Елизаветы расположен на континентальной окраине Антарктиды в южной части Индийского океана и развивался в результате рифтогенеза и последующего распада Восточной Гондваны на протяжении длительно геологического времени. В результате сейсмостратиграфического анализа, с использованием данных бурения и представлений об изменениях природной среды, в осадочном чехле бассейна выявлены основные сейсмические комплексы и дан их прогнозный возраст и состав. В пределах внутриконтинентального рифта установлено семь комплексов с периодами формирования: 160–130 млн лет, 130–110млн лет, 110–80 млн лет, 80–43 млн лет, 43–34 млн лет, 34–24 млн лет, 24–0 млн лет.

Данные о современных мощностях и возрасте осадочных комплексов вместе с предполагаемыми изменениями глубины моря позволили численно реконструировать термическую эволюцию бассейна трога Принцессы Елизаветы и оценить амплитуды растяжения литосферы в период формирования его осадочной толщи. Оценки современной толщины консолидированной коры, выполненные по результатам моделирования поля силы тяжести, использовались для оценки полной амплитуды растяжения литосферы в процессе развития бассейна. Максимальное растяжение происходило в осевой части окраинного рифта, что привело к наибольшему утонению земной коры. Выполненные расчеты показали, что амплитуды растяжения были достаточно большими.

Финансирование. Работа выполнена при поддержке Российского научного фонда (проект № 16-17-10139).

About the authors

G. L. Leitchenkov

Gramberg Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean; Institute of Earth Sciences ‒ St. Petersburg State University

Author for correspondence.
Email: german_l@mail.ru

Russian Federation, St. Petersburg

Yu. I. Galushkin

Museum of Natural History, Lomonosov Moscow State University

Email: german_l@mail.ru

Russian Federation, Moscow

Yu. B. Guseva

Institute of Earth Sciences ‒ St. Petersburg State University

Email: german_l@mail.ru

Russian Federation, St. Petersburg

V. V. Gandyukhin

Polar Marine Geosurvey Expedition

Email: german_l@mail.ru

Russian Federation, St. Petersburg

E. P. Dubinin

Museum of Natural History, Lomonosov Moscow State University

Email: german_l@mail.ru

Russian Federation, Moscow

References

  1. Галушкин Ю.И Моделирование осадочных бассейнов и оценка их нефтегазоносности. М.: Научный мир, 2007. 457 с.
  2. Лейченков Г.Л., Гусева Ю.Б., Гандюхин В.В., Голь К., Иванов С.В., Голынский А.В., Казанков А.Ю. Тектоническое развитие земной коры и формирование осадочного чехла в антарктической части Индийского океана (море Содружества, море Дейвиса, плато Кергелен) // Российские исследования по программе МПГ 2007/2008 гг. Строение и история развития литосферы / Ред. Ю.Г. Леонов. М.: Paulsen Edition. 2010. С. 9–38.
  3. Baranov A., Tenzer R., Bagherbandi M. Combined gravimetric-seismic crustal model for Antarctica // Surv. Geophys. 2018. Vol. 39. No 1. p. 23–56
  4. Barrett P.J. Cenozoic climate and sea level history from glacimarine strata off the Victoria Land coast, Cape Roberts Project. Antarctica // Glacial Processes and Products / M.J. Hambrey, P. Christoffersen, N.F. Glasser, B. Hubbart (eds.). Int. Assoc. Sediment. Spec. Publ. 2007. Vol. 39. P. 259–287.
  5. Bayer A.J. Geotherms evolution of the lithosphere and plate tectonics // Tectonophysics. 1981. Vol. 72. P. 203–227.
  6. Borissova I., Moore A., Sayers J., Parums R., Coffin M.F., Symonds P.A. Geological framework of the Kerguelen Plateau and adjacent ocean basins / Canberra: Geosci. Australia Record, 2002. 120 p.
  7. Coffin M.F., Pringle M.S., Duncan R.A., Gladczenko T.P., Storey M., Muller R.D., Gahagan L.A. Kerguelen Hotspot magma output since 130 Ma // J. Petrology. 2002. Vol. 43. No 7. P. 1121–1139.
  8. Crowley T.J. Comparison of longterm greenhouse projections with the geologic record // Geophys. Res. Lett. 1995. Vol. 22. No. 8. P. 933–936.
  9. Galushkin Yu.I. Non-standard problems in basin modeling. Switzerland: Springer Int. Publ., 2016. 268 p.
  10. Gohl K., Leitchenkov G.L., Parsiegla N., Ehlers B.M., Kopsch C., Damaske D., Guseva Y.B., Gandyukhin V.V. Crustal types and continental-ocean boundaries between the Kerguelen Plateau and Prydz Bay, East Antarctica // Antarctica: A Keystone in a Changing World / Cooper A. K, Raymond C.R. et al. (eds.). Proc. 10th Int. Symposium on Antarctic Earth Sci. USGS–US National Academy. 2007. doi: 10.3133/of2007-1047.srp039.
  11. Golynsky A.V., Ivanov S.V., Kazankov A.Ju., Jokat W., Masolov V.N., von Frese R.R.B., the ADMAP Working Group. New continental margin magnetic anomalies of East Antarctica // Tectonophysics. 2013. Vol. 585. P. 172–184.
  12. Gupta M.I., Sharma, S.R., Sundar, A., and Singh, S.B. Geothermal studies in the Hyderabad granitic region and the crustal thermal structure of the Southern Indian Shield // Tectonophysics. 1987. Vol.140. P. 257–264.
  13. Gupta M.I., Sundar A., and Sharma S.R. Heat flow and heat generation in the Archaean Dharwar cratons and implications for the Southern Indian Shield geotherm and lithospheric thickness // Tectonophysics. 1991. Vol. 144. P. 107–122.
  14. Hinz K., Krause W. The continental margin of Queen Maud Land/Antarctica: seismic sequences, structural elements and geological development // Geol. Jahrbuch. Geol. Paläontol. 1982. Vol. E23. P. 17–41.
  15. Kuvaas B., Kristoffersen Y. The Crary Fan, a trough-mouth fan on the Weddell Sea continental margin, Antarctica // Marine Geol. 1991. Vol. 97. P. 345–362.
  16. Lawver L.A., Gahagan L.M., Coffin M.F. The development of paleoseaways around Antarctica // The role of the Southern Ocean and Antarctica in global change: an Ocean Drilling Perspective / J.P. Kennet, J. Barren (eds.). Antarctic Res. Ser. AGU. 1992. Vol. 56. P. 7–30.
  17. Leitchenkov G.L., Guseva Y.B., Gandyukhin V.V. Cenozoic environmental changes along the East Antarctic continental margin inferred from regional seismic stratigraphy // Antarctica: A Keystone in a Changing World / A.K. Cooper, C.R. Raymond et al. (eds.). Proc. 10th Int. Symposium on Antarctic Earth Sci. USGS–US National Academy, 2007. doi: 10.3133/of2007-1047.srp005.
  18. Leitchenkov G., Guseva Y.B, Gandyukhin V, Ivanov S, Safonova L. Structure of the Earth’s crust and tectonic evolution history of the Southern Indian Ocean (Antarctica) // Geotectonics. 2014. Vol. 48. No. 1. P. 5–23.
  19. McKenzie D., Jackson J., Priestley K. Thermal structure of oceanic and continental lithosphere // Earth. Planet. Sci. Lett. 2005. Vol. 233. P. 337–339.
  20. Negi I.G., Panday O.P., Agrawal P.K. Super-mobility of hot Indian lithosphere // Tectonophysics. 1986. Vol. 131. P. 147–156.
  21. Parsons B., Sclater J.B. Analysis of the variation of ocean floor bathymetry and htat flow with age // J. Geophys. Research. 1977. Vol. 82. No.5. P 803–827
  22. Ungerer Ph., Burrus I., Doligez B., Chenet P., Bessis F. Basin evolution by integrated two-dimensional modelling of heat transfer, fluid flow, hydrocarbon generation, and migration // AAPG Bull. 1990. Vol. 74. N. 3. P. 309–335.
  23. Ungerer Ph. Modeling of petroleum generation and migration // Applied Petrol. Geochem. 1993. P. 397–442.
  24. Welte D.H., Horsfield B., Baker D.R. Petroleum and Basin Evolution. Berlin: Springer, 1997. 535 p.
  25. Williams S.E. Whittaker J.M., Granot R., Müller D.R. Early India-Australia spreading history revealed by newly detected Mesozoic magnetic anomalies in the Perth Abyssal Plain // J. Geophys. Reseach. Ser. Solid Earth. 2013. Vol. 118. doi: 10.1002/jgrb.50239.
  26. Wyllie P.J. Magmas and volatile components // Am. Mineral. 1979. Vol. 64. P. 469–500.
  27. Zachos J., Pagani M., Sloan L., Thomas E., Billups K. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present // Science. 2001. Vol. 292. P. 686–693.
  28. Ziegler P.A., Cloetingh S. Dynamic processes controlling evolution of rifted basins // Earth Sci. Rev. 2004. Vol. 64. P. 1–50.

Supplementary files

Supplementary Files Action
1.
Fig. 1. The position of profiles 4809 and 3910, used for numerical modeling of the basin of the trough of Princess Elizabeth.

View (397KB) Indexing metadata
2.
Fig. 2. Interpreted time (a) and deep (b) seismic sections along profile 4809. 1 - seismic boundaries; 2 - age of seismic complexes in million years; 3 - numbers of pseudo-wells, according to which numerical simulation was performed

View (551KB) Indexing metadata
3.
Fig. 3. Density section of the earth's crust along profile 3910, obtained from the simulation of gravitational anomalies. 1 - observed gravitational anomalies (reduction in free air); 2 - calculated gravitational anomalies; 3 - density, g / cm3; 4 - numbers of pseudo-wells, according to which numerical modeling was performed; 5 - the boundary between the continental-type riftogenic crust and the oceanic-type crust

View (249KB) Indexing metadata
4.
Fig. 4. Changes in rock temperature and organic matter maturity in the history of subsidence of the sedimentary basin of the passive margin in the trough of Princess Elizabeth, numerically reconstructed for pseudo-wells (PS) 2 (a), 7 (b), and 9 (c). 1 - change in the average annual temperature on the surface of the seabed (according to [4, 8, 27]); 2 - change in the depth of seismic complexes (relative to the seabed) during the development of the basin; 3 - isotherms; 4 - contours of the reflectivity of vitrinite (% Ro)

View (360KB) Indexing metadata
5.
Fig. 5. The thermal state of the sedimentary cover of the Princess Elizabeth trough basin in the context of profile 4908. 1 - main seismic horizons; 2 - isotherms; 3 - vitrinite reflectivity isolines (% Ro)

View (224KB) Indexing metadata
6.
Fig. 6. The thermal history of the lithosphere of the sedimentary basin of Princess Elizabeth’s trough in pseudo-well 7 (a), the evolution of the thermal regime of the lithosphere in pseudo-well 7 (b). The phase transition shows the depth in the mantle at which spinel peridotites are converted to garnet peridotites, according to [1]. The sole of the lithosphere is determined by the intersection of the solidus curve of peridotite with a water content of no more than 0.2% H2O [26] with the current geotherm T (Z, t) in the lithosphere of the basin. 1 - variations of heat flow through the surface of the foundation; 2 - variations of the heat flux through the surface of the sedimentary cover

View (156KB) Indexing metadata
7.
Fig. 7. Estimated changes in the depth of the sea in the trough of Princess Elizabeth in PS 1–11. Shown (numbers) pseudo-well numbers.

View (81KB) Indexing metadata
8.
Fig. 8. Variations of tectonic subsidence of the foundation surface (a) and sedimentary cover thickness (b) in the history of the development of the basin of the Princess Elizabeth trough. Shown (numbers) pseudo-well numbers.

View (226KB) Indexing metadata

Statistics

Views

Abstract - 146

PDF (Russian) - 70

Cited-By


PlumX

Refbacks

  • There are currently no refbacks.

Copyright (c) 2019 Russian academy of sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies