The geological structure of the Gakkel Ridge: in the light of new geological and geophysical data

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

В соответствии с доминирующей концепцией Евразийский бассейн возник вследствие давления Гренландии на хребет Ломоносова и постепенного отодвигания (спрединга) последнего от Баренцево-Карской окраины [24]. Основанием для развития этой концепции служит существование в осевой части Евразийского бассейна хребта Гаккеля с сейсмоактивной рифтовой долиной и наличие системы симметричных линейных магнитных аномалий, аналогичных наблюдаемым в Атлантическом и Индийском океанах. По мнению большинства исследователей, Евразийский бассейн Северного Ледовитого океана является океаническим бассейном, образовавшимся в кайнозое в результате спрединга, ось которого проходила по оси хребта Гаккеля [29, 37]. В соответствии с хроностратиграфической трактовкой линейных магнитных аномалий спрединг в Евразийском бассейне начался в конце палеоцена 56 млн лет назад (аномалия 24) и продолжается до сих пор с ультрамедленной скоростью [28]. В результате развития Евразийского бассейна хребет Ломоносова переместился от Баренцево-Карской материковой окраины в современное положение, преодолев за кайнозой расстояние в 900 км.

Таким образом, в рамках доминирующей парадигмы весь Евразийский бассейн представляет собой новообразованный океан, кора которого образуется вдоль хребта Гаккеля, постоянно раздвигая и расширяя пространство между частями ранее единого континентального массива: Баренцево-Карским шельфом и хребтом Ломоносова. Ближайшим аналогом хребта Гаккеля считается ультрамедленный Юго-Западный Индийский срединный хребет.

Спрединговый хребет Гаккеля разделяет Евразийский бассейн на две глубоководные впадины Нансена и Амундсена. По современным представлениям, всеми исследователями признается, что Евразийский океанический бассейн образовался после растяжения и разрыва массива с континентальной корой. Однако под давлением новых наблюдений многие исследователи вынуждены корректировать события, признавая процесс формирования Евразийского бассейна не таким простым и очевидным [1, 3, 15, 33]. Возраст бассейна, масштабы и роль спрединга в формировании океанической коры понимаются по-разному. Соответственно, и история формирования и развития хребта Гаккеля с учетом новых геолого-геофизических данных представляется, в отличие от доминирующей концепции, многостадийной.

Основанием для проведения нашего исследования послужили материалы выполненных в Евразийском бассейне в 2011‒2020 гг. сейсмических работ, материалы, полученные в 2019‒2020 гг. при пересечении хребта Гаккеля с сейсмоакустическим оборудованием и профилографом, обновленные во ВНИИОкеангеология базы данных гравитационных и магнитных аномалий, сведенные в цифровую модель с ячейкой 2 × 2 км, модельные расчеты строения земной коры с использованием комплекса геолого-геофизических данных и расчеты намагниченности пород хребта Гаккеля по ряду пересекающих хребет профилей.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Хребет Гаккеля в геоморфологическом отношении представляет собой протяженное линейное поднятие со сложно расчлененным рельефом. На всем протяжении (1800 км) хребет окружен абиссальными равнинами, а в Прилаптевоморской части контактирует с подъемом поверхности осадочного чехла по направлению к склону (рис. 1).

 

Рис. 1. Батиметрическая карта Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана.

Показано: рифтовая долина хребта Гаккеля, маркирующая сейсмоактивную зону границы плит (короткий пунктир); границы хребта Гаккеля (длинный пунктир), выраженные как в рельефе морского дна, так и в рельефе кристаллического фундамента; положение профилей 2014-07, 2020_13, 2020_15, 2019_17, 20L21, 20L22 и 2015_1В (линии красным).

 

Хребет Гаккеля занимает особое место в глобальной системе срединно-океанических хребтов, имея самую медленную скорость разрастания. Современная скорость спрединга, варьирует, по одним оценкам, от 12.8 мм/год вблизи Грендандии до 6.5 мм/год вблизи сибирской континентальной окраины [22], по другим ‒ составляет 4‒6 мм/год, уменьшаясь по направлению к востоку, а в раннем миоцене снижалась до 3‒5 мм/год [1, 26].

Другой отличительной особенностью хребта Гаккеля является присутствие крупных вулканических структур, которое было обнаружено в западной части хребта Гаккеля во время экспедиции AMORE 2001 [46].

Уникальная особенность сверхмедленных хребтов ‒ амагматические рифты, обнажающие мантийный перидотит (дополненный выходами базальтов и габбро) непосредственно на морском дне, на хребте Гаккеля выражена столь ярко, что было предложено отнести его к новому (четвертому) типу границ плит [31, 43].

На сложность истории формирования Евразийского бассейна и хребта Гаккеля указывают асимметрия рельефа дна и фундамента глубоководных котловин, отсутствие упорядоченности в пространственном распределении и мощностях отдельных слоев осадочных пород, асимметричное и несогласное относительно простирания хребта Гаккеля положение градиентных зон гравитационных и магнитных аномалий.

На карте магнитных аномалий отчетливо видна разница в строении западного, центрального и юго-восточного сегментов хребта Гаккеля (рис. 2).

 

Рис. 2. Карта магнитных аномалий Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана.

Показано (линии малиновым) положение профилей 2020_15 и 2019_17.

 

На западе хребет Гаккеля занимает центральное положение в области линейных магнитных аномалий, распространенных параллельно друг другу на бóльшей части площади западного региона (к западу от 60° в.д.) Евразийского бассейна. Линейные магнитные аномалии, параллельные центральному сегменту хребта Гаккеля, к юго-западу от хребта практически не просматриваются, а к северо-востоку от хребта занимают ограниченную площадь. Рифтовая долина юго-восточного сегмента хребта Гаккеля маркируется отрицательной магнитной аномалией, в отличие от положительной магнитной аномалии, вызванной молодыми магматическими породами в рифтовой долине западного и центрального сегментов. Положительные магнитные аномалии в районе юго-восточного сегмента наблюдаются над горстами по обе стороны от рифтовой долины. Над остальной областью юго-востока Евразийского бассейна выдержанных по простиранию линейных магнитных аномалий не наблюдается.

Карта гравитационных аномалий Евразийского бассейна также демонстрирует принципиальные различия в строении различных сегментов хребта Гаккеля (рис. 3).

 

Рис. 3. Карта гравитационных аномалий в свободном воздухе Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана.

 

На западе отрицательная аномалия, маркирующая положение рифтовой долины, расположена в центре морфологически выраженного хребта. В центральном сегменте отрицательная аномалия смещена к юго-западному флангу хребта, а протягивающаяся к юго-западу сопряженная положительная аномалия выдвинута за пределы выраженного в рельефе хребта. Поскольку гравитационные аномалии в осевых зонах срединно-океанических хребтов связаны с расположением зон разуплотнения в конвективной ячейке поднимающейся мантии, можно видеть, что зона разуплотнения в этой области выдвинута к юго-западу от выраженного в рельефе хребта. Над юго-восточным сегментом хребта Гаккеля амплитуда симметричных относительно рифтовой долины гравитационных аномалий значительно уменьшается, что свидетельствует о менее ярко выраженной зоне разуплотнения в верхней мантии.

Представленный на рис. 4 сейсмический разрез демонстрирует типичный характер границ хребта Гаккеля с котловинами Нансена и Амундсена. Сам хребет аппроксимируется слабо наклонной платообразной поверхностью. В то же время границы хребта везде выражены перепадами в рельефе амплитудой в несколько сотен метров. На демонстрируемом разрезе эти перепады расположены в районе пикетов 690 и 815, то есть протяженность хребта в месте пересечения профилем 2014-07 составляет 125 км.

 

Рис. 4. Сейсмический разрез МОВ-ОГТ, пересекающий хребет Гаккеля по профилю 2014-07.

Обозначено положение границ фундамента (B), эоценового (EoU) и раннемиоценового (RU) несогласий [1]. Положение разреза ‒ см. рис. 1.

 

На основе вновь составленной во ВНИИОкеангеология базы батиметрических данных, дополняющих мировую базу данных IBCAO-4, появилась возможность построения детальной карты уклонов морского дна Евразийского бассейна, размер окна сглаживания рельефа при построении карты составил 2.5 км. Новые данные вкупе с результатами сейсмических исследований 2011‒2020 гг. позволили более полно выявить особенности морфологии различных участков хребта и его рифтовой долины (рис. 5).

 

Рис. 5. Карта-схема уклонов морского дна Евразийского бассейна.

 

Карта уклонов морского дна Евразийского бассейна отображает положение в рельефе границ хребта Гаккеля и изменение характера рельефа и рифтовой долины хребта на всем его протяжении (см. рис. 5). На карте отчетливо видно подразделение хребта Гаккеля на три различных сегмента, резко различающихся по строению и, очевидно, и по истории формирования. Западная часть представляет собой классическую симметричную структуру медленно-спредингового срединно-океанического хребта.

Строение центрального асимметричного сегмента хребта Гаккеля позволяет предположить его формирование как результат нескольких фаз спрединга. Последний перескок оси спрединга имел место, скорее всего, в Плиоцене и был связан с образованием супервулкана, место образования которого маркируется кальдерой [39]. В районе южного сегмента хребта Гаккеля рифтовая долина переходит в грабен, образование которого инициировано, вероятно, тем же плиоценовым супервулканом.

СТРОЕНИЕ ЗАПАДНОГО И ЦЕНТРАЛЬНОГО СЕГМЕНТОВ ХРЕБТА ГАККЕЛЯ

Новые данные о рельефе и строении верхней части разреза осадочного чехла западного и центрального сегментов хребта Гаккеля были получены в ходе экспедиционных работ 2019 и 2020 гг. на судне “Академик Федоров” в сопровождении атомных ледоколов ФГУП “АТОМФЛОТ” (Россия). Было выполнено 15 пересечений хребта Гаккеля и его рифтовой долины с использованием профилографа и сейсмоакустического профилирования. Использовался глубоководный параметрический профилограф TOPAS PS18 (Kongsberg, Норвегия), входивший в состав навигационно-гидрографического комплекса на базе многолучевого эхолота EM122. Для обеспечения оптимальной глубины проникновения, высокой разрешающей способности и наилучшего соотношения сигнал/шум, сбор данных осуществлялся в режиме “CHIRP”-импульс с линейной частотной модуляцией и диапазоном частот от 2 до 6 кГц, длина импульса 10 или 20 мкс. Непрерывное сейсмоакустическое профилирование проводилось с буксируемыми забортными устройствами, включавшими электроискровой источник “Спаркер” с центральной частотой излучения в диапазоне 200–300 Гц и многоканальная аналоговая сейсмокоса SplitMultiSeis Streamer с количеством каналов от 16 до 24 и шагом между каналами – 2 м. Регистрация проводилась на сейсмостанции SplitMultiSeis Station Betta и SplitMultiSeis Station 24bit с 16- и 24-разрядными АЦП соответственно.

Профили рельефа дна хребта Гаккеля и данные профилографа и сейсмоакустики о распространении осадочных толщ, полученные в ходе экспедиций 2019‒2020 гг., в ряде случаев дополнены полученными ранее сейсмическими данными.

Анализ уклонов рельефа дна и сейсмических данных подтверждает описанное выше подразделение хребта Гаккеля и его рифтовой долины на три сегмента. В западной части, западнее 75° в.д., ширина хребта составляет 180‒210 км. Рифтовая долина проходит примерно посередине хребта Гаккеля. Рельеф хребта выглядит сильно расчлененным. В глубокой, с врезом более 1.5 км, рифтовой долине осадки отсутствуют, а осадочные толщи мощностью в первые десятки метров появляются лишь на значительном удалении от рифтовой долины (рис. 6).

 

Рис. 6. Результаты пересечения с профилографом хребта Гаккеля в западной его части по профилям 2020_15 и 2020_13. Положение профилей ‒ см. рис. 1.

 

Восточнее 75° в.д. рифтовая долина смещена к юго-западной окраине хребта. Площадь дна океана с пологими склонами увеличивается, занимая более половины всей площади этого сегмента хребта Гаккеля, ширина которого колеблется в пределах 105‒130 км. Глубина вреза рифтовой долины находится в диапазоне 0.5‒1.0 км, наличие осадочных толщ мощностью более 70 м зафиксировано на различных участках профилей, включая и рифтовую долину (рис. 7).

 

Рис. 7. Результаты пересечения с профилографом хребта Гаккеля в центральной его части по профилям 2019_13 и 2019_17. Положение профилей ‒ см. рис. 1.

 

По сейсмическим данным [1], осадочные толщи также фиксируются на протяженных участках профилей, и местами их мощность достигает более 1 км (см. рис. 4).

Полученные данные являются свидетельством сложной истории формирования хребта Гаккеля и заставляют со всем вниманием отнестись к многочисленным свидетельствам аномального строения и состава пород медленно спрединговых хребтов. Такого рода свидетельства относятся и к самому хребту Гаккеля, хотя его изученность остается чрезвычайно низкой. Так, недавними геохимическими исследованиями обнаружено, что породы морского дна в западной части хребта Гаккель имеют геохимические признаки раннемеловой зоны палеосубдукции [42]. Результатом другого цикла геохимических и палеотектонических исследований явился вывод, что формирование хребта Гаккеля связывается с начальной рифтовой стадией тектогенеза, без значительного раздвига дна Евразийского бассейна [7]. Что касается центрального сегмента хребта, то на всем его протяжении, от 80° в.д. и вплоть до кальдеры, не поднято ни одного образца и не выполнено ни одного химического анализа пород, слагающих кристаллический фундамент этой области.

В рифтовой долине западной, пригренландской, части хребта Гаккеля драгированием установлены значительные участки хребта, где отсутствуют базальты и преобладают исключительно мантийные перидотиты. Для таких сегментов магнитные аномалии весьма слабы, что объясняет картину того, что в Евразийском бассейне линейные магнитные аномалии не сплошные [31]. Характерно и то обстоятельство, что по всему бассейну амплитуды линейных магнитных аномалий в несколько раз меньше, чем в Северной Атлантике.

Для оценки возможного распространения не только базальтов, но и пород нижних слоев океанической коры и мантии, нами выполнены расчеты намагниченности пород, слагающих верхнюю часть фундамента, на двух профилях, в западном и центральном сегментах хребта Гаккеля, где были получены надежные данные о рельефе поверхности фундамента. Возможности такой оценки опираются на собранные в последние десятилетия данные.

Представительные данные о магнитных свойствах базальтов океанического дна впервые появились с развитием работ по проекту глубоководного бурения (Deep Sea Drilling Project, DSDP). Было установлено, что естественная остаточная намагниченность базальтов, играющая главную роль в эффективной намагниченности океанических базальтов, для базальтов эпохи Брюнес (моложе 780 тыс. лет) имеет среднее значение 7.6 А/м, а затем быстро уменьшается с возрастом, падая до 4 А/м в базальтах с возрастом 5 млн лет и до 2.3 А/м в базальтах миоценового возраста. В базальтах дна океанов более древнего возраста намагниченность вновь растет до 4‒5 А/м. Главная причина таких изменений – однофазное окисление титаномагнетита, превращение его в титаномаггемит [9, 19].

В табл. 1 сведены значения намагниченности, полученные в результате измерений свойств более 4.5 тыс. образцов из керна 121 скважины, пробуренных в Мировом океане в ходе выполнения проекта DSDP [13], а также значения намагниченности, характерные для других магматических пород дна океана, представляющих различные слои океанической земной коры [2, 10, 14].

 

Таблица 1. Намагниченность пород кристаллической части земной коры и пород верхней мантии океанов, данные глубоководного бурения (по [2, 10, 13, 14])

№ пп	Порода	Средняя величина намагниченности А/м	Номера магнитных аномалий	Возраст (эпоха)
1	Базальт (٠‒0.8 млн лет)	7.6	1	Плейстоцен (Брюнес)
2	Базальт (0.8‒2.5 млн лет)	6.7	1–2	Плейстоцен (Матуяма)
3	Базальт (2.5‒5.0 млн лет)	4.9	2А-3	Плиоцен (Гаусс‒Гилберт)
4	Базальт (5‒10 млн лет)	3.2	3–4А	Поздний миоцен (Гилберт)
5	Базальт (10‒23 млн лет)	2.3	5–6С	Миоцен
6	Базальт (23‒34 млн лет)	3.1	6С–13	Олигоцен
7	Базальт (34‒42 млн лет)	4.0	13–19	Поздний эоцен
8	Долериты (слой 2Б)	1.0–2.0	‒	‒
9	Изотропные габбро (слой 3)	0.5–1.0	‒	‒
10	Перидотиты (мантия)	1.2	‒	‒

 

Приведенные в таблице данные показывают, что средняя намагниченность даже наименее магнитных миоценовых базальтов в 2‒3 раза выше, чем намагниченность габбро и мантийных перидотитов, что делает этот параметр весьма показательным для определения состава пород фундамента хребта Гаккеля.

Расчеты проводились с использованием программы Oasis Montaj. Мощность магнитоактивного слоя коры хребта принималась равной примерно 0.5 км вблизи рифтовой долины и около 1 км на периферии хребта. На рис. 8 представлены расчеты намагниченности магнитоактивного слоя вдоль профиля 2020_15 в западной части хребта Гаккеля.

Намагниченность, безусловно свидетельствующая о том, что верхняя кора представлена базальтами, отмечается только в центральной зоне рифтовой долины. Величина намагниченности на всем остальном профиле колеблется, за исключением еще двух небольших участков, в пределах 0.5‒1.5 А/м, свидетельствуя о подчиненном развитии здесь типичных океанических базальтов слоя 2А. Особый интерес представляет 40-километровая зона обратной намагниченности между пикетами 185‒225. На этом отрезке профиля уверенно наблюдается обратная зависимость величины магнитных аномалий от рельефа, как это и должно быть при сравнительно однородной отрицательной намагниченности пород, образующих рельеф дна. Показано, что каждому поднятию рельефа на этом отрезке профиля соответствует минимум магнитной аномалии, а впадине – максимум магнитной аномалии (см. рис. 8, тонкий пунктир).

 

Рис. 8. Расчет намагниченности (А/м) магнитоактивного слоя вдоль профиля 2020_15 в западной части хребта Гаккеля.

Показано: наблюденные значения (точки черным); расчетные значения намагниченности (точки красным); корреляция экстремумов рельефа и магнитных аномалий в зоне обратной намагниченности (тонкие бисерные линии).

Даны средние значения (арабские цифры красным в скобках) намагниченности базальтов слоя 2А океанической земной коры для аномалий (по [9, 13, 19, 28]):

1 (0‒780 тыс. лет)–7.6 А/м;

2А (3.5 млн лет)–4.9 А/м;

5 (11 млн лет)–2.7 А/м;

6 (20 млн лет) 2.6 А/м.

Положение профиля ‒ см. рис. 1, см. рис. 2.

 

Далее рассмотрим тектоническую историю образования подобных участков медленно спрединговых хребтов.

Расчетные значения намагниченности вдоль профиля 2019_17 в центральной части хребта Гаккеля только на трех отрезках профиля превышают значения 1.5 А/м, свидетельствуя о том, что и в этом сегменте хребта океанические базальты слоя 2А играют подчиненную роль (рис. 9).

 

Рис. 9. Расчет намагниченности (А/м) магнитоактивного слоя вдоль профиля 2019_17 в центральной части хребта Гаккеля.

Положение профиля ‒ см. рис. 1, см. рис. 2.

 

По-видимому, фундамент бóльшей части поверхности хребта представлен породами океанической коры, слагающими слои 2B и 3, а также породами подкоровой мантии.

Еще на ранних этапах разбуривания и изучения океанической коры было отмечено, что состоящий из базальтов и долеритов слой 2 не повсеместно залегает на поверхности океанического фундамента. Важным компонентом океанической коры может быть серпентинит, залегающий не в виде сплошного слоя, а в виде вертикальных диапиров или тектонических выступов [20]. В дальнейшем в различных регионах морского дна были обнаружены активные долгоживущие разломы, простирающиеся вдоль медленно спрединговых срединно-океанических хребтов, ограничивающие обширные участки, на которых к поверхности фундамента выходят нижние комплексы океанической коры и мантийные породы. Ширина таких участков может составлять десятки километров [39]. Общая площадь поверхности, обнажившейся в результате скольжения по детачменту, составляют до 70% общей площади коры, возраст которой моложе 2 млн лет на обоих склонах Юго-Восточного Индийского хребта, на участке между Австралией и Антарктидой, что указывает на большую роль расслоения океанической земной коры в процессе ее формирования [38].

Комплексы океанической коры представляют собой приподнятые подошвы пологих сбросов с очень большим смещением, которые на медленно спрединговых хребтах эксгумируют породы нижней коры и мантии на морское дно. На основе численного моделирования предполагается, что такие комплексы формируются в периоды относительно сниженного поступления магматического материала [34].

Подобная структура обнаружена и на Срединно-Атлантическом хребте, где вдоль сброса с большим смещением подошва разлома эксгумирована в виде выпуклого поднятия фундамента, обнажая комплекс океанической коры [41].

На участке Срединно-Атлантического хребта вблизи разлома Кейн сейсмические данные, подкрепленные пробоотбором, показали широкое развитие на поверхности фундамента не только базальтов и долеритов, но и габбро и серпентинизированных перидотитов [48].

Существование кóровых комплексов обеспечивает доступ к интрузивным и ультраосновным породам молодой литосферы, а их структура и эволюция содержат ключи к пониманию того, как баланс между магматизмом и разломной тектоникой контролирует стиль рифтогенеза, который может доминировать на участках оси спрединга во временных масштабах миллионов лет [18]. Подобные структуры обнаружены и изучены и на участках континентов, где они обнажены в древних офиолитовых комплексах. В частности, в Канаде и в Албании обнаружены синокеанские разломы, вдоль которых развиты милонитизированные и измененные перидотиты, а также базальты и амфиболиты [47].

СТРОЕНИЕ ЮГО-ВОСТОЧНОГО СЕГМЕНТА ХРЕБТА ГАККЕЛЯ

После завершения первого этапа аэромагнитных съемок и открытия в нем системы линейных магнитных аномалий, характерных для дна океана, весь Евразийский бассейн рассматривался как классический океанический бассейн [5, 45]. Была разработана схема спрединга, согласно которой Евразийский бассейн раскрывался с переменной скоростью раскрытия на протяжении всего кайнозоя [28].

Однако ряд выявленных в последние годы батиметрических, сейсмических, гравитационных и магнитных характеристик дна Евразийского бассейна вступают в противоречие с гипотезой одноэтапного образования бассейна [1, 26], а в юго-восточную его часть по результатам сейсмических исследований протягиваются толщи пород предположительно мезозойского возраста [3, 6, 49]. Эти данные делают актуальной задачу пересмотра истории образования и характера строения земной коры юго-восточной части Евразийского бассейна.

В 2018‒2021 гг. исследуемый регион стал объектом ряда сейсмических работ, что сделало возможным произвести новые расчеты и актуализировать ранее построенную 3D сейсмоплотностную модель строения земной коры региона [12]. Новые сейсмические данные использованы для подготовки исходной сейсмоплотностной модели строения земной коры региона, последующих расчетов и итерационного подбора модели методом решения прямой задачи гравиразведки в программе Grav3D, а затем для детализации путем инверсии с использованием априорных ограничений в программе Oasis Montaj. По результатам моделирования получены схематические карты и разрезы, характеризующие строение земной коры. Для районирования области чрезвычайно важными оказались данные о мощности консолидированной части земной коры в зоне сочленения юго-восточной части Евразийского бассейна и Лаптевского шельфа (рис. 10).

 

Рис. 10. Мощность консолидированной земной коры в области замыкания хребта Гаккеля и рифтовой долины на шельфе моря Лаптевых.

Обозначено: I – платформенная область на докембрийском кристаллическом фундаменте; II ‒ Таймырско-Североземельская позднепротерозойская складчатая область; II ‒ область киммерийской переработки докембрийского фундамента; IV – Верхоянская складчатая область; V – растянутая континентальная кора и ареалы мезозойской океанической земной коры; VI – океаническая земная кора.

1 ‒ сдвиговая зона на границе разнотипных блоков земной коры; 2 ‒ границы разнотипных блоков земной коры; 3 ‒ сейсмоактивная зона современного рифтогенеза; 4 ‒ границы ареалов юрско‒мелового осадконакопления

 

Карта мощности консолидированной части земной коры положена в основу приводимой ниже тектонической схемы (см. рис. 10).

Выделение блоков I (платформенной области на докембрийском основании), II (Таймырско-Североземельской позднепротерозойской складчатой области) и III (области киммерийской переработки докембрийского фундамента, окраины Сибирской платформы) соответствует принятой большинством геологов классификации. Сложнее с классификацией структур земной коры в центральной части моря Лаптевых. Относительно южной части этой области (IV) можно предположить, что по мощности кристаллической части земной коры, ~15 км, эта область соответствует умеренно растянутой континентальной коре [11]. Что касается северного региона (V), где мощность консолидированной земной коры составляет 7‒11 км, то она может включать как ареалы подвергнутой сильному растяжению континентальной коры, так и перекрытую мощным осадочным чехлом океаническую кору мезозойского возраста.

Особый интерес представляет находящаяся на самом севере изучаемого региона область VI. Граница этой области довольно уверенно выделяется на основе анализа аномалий магнитного и гравитационного поля [1]. Но только в результате сейсмических работ 2020 г. были получены доказательства сдвигового характера границы, отделяющей область океанической коры VI от остальной изучаемой площади. По-видимому, эта зона деформации разделяет совершенно разнородные, сформировавшиеся в различные эпохи блоки земной коры.

Нами представлен фрагмент сейсмического профиля 20L21 (см. рис. 1, положение профиля; рис. 11).

 

Рис. 11. Фрагмент профиля 20L21 ‒ пересечение контакта (зоны сдвига) блоков земной коры разного типа в котловине Нансена.

Показано предполагаемое положение границ фундамента (B), эоценового (EoU) и раннемиоценового (RU) несогласий.

 

Зона пересечения профилем контакта (зоны сдвига) блоков земной коры разного типа в котловине Нансена отмечена на разрезе белыми вертикальными линиями.

В левой части разреза просматриваются горизонты, которые ранее были отнесены к посткампанскому, раннеэоценовому и раннемиоценовому времени. В точке пересечения профилем предполагаемой разломной зоны происходит полная смена характера сейсмического разреза, что может быть объяснено наличием сдвига с большой амплитудой перемещения. Только предполагаемые неогеновые осадочные толщи перекрывают сдвиговою зону без существенных нарушений. Следовательно, можно предположить, что сдвиговая зона перестала функционировать в олигоценовое время.

На профиле 20L22 пересечение контакта (зоны сдвига) блоков земной коры разного типа в котловине Нансена расположено вблизи рифтовой зоны на продолжении хребта Гаккеля (рис. 12).

 

Рис. 12. Фрагмент профиля 20L22 ‒ пересечение контакта (зоны сдвига) блоков земной коры разного типа в котловине Нансена, вблизи рифтовой зоны на продолжении хребта Гаккеля.

Показано предполагаемое положение границ фундамента (B), эоценового (EoU) и раннемиоценового (RU) несогласий.

 

Мощность осадочного чехла в зоне контакта двух блоков на профиле 20L22 невелика, поэтому различие разрезов по обе стороны от контакта не столь явственно, как на предыдущем профиле. Тем не менее, наличие глубоко проникающей дизъюнктивной зоны в точке предполагаемого контакта неоспоримо.

Таким образом, анализ построенной 3D модели земной коры в зоне сочленения южного блока Евразийского бассейна и шельфа моря Лаптевых свидетельствует о коренном отличии геологического строения прилаптевоморской части Евразийского бассейна от остальной его области.

Резкое изменение характера рифтовой долины до грабена глубиной несколько сотен метров происходит южнее гигантской кальдеры, расположенной на продолжении хребта Гаккеля. Грабен продолжается до границы шельфа моря Лаптевых.

Разломы, образующие борта грабена, прослеживаются вглубь мощной (до 4‒5 км) осадочной толщи, и, по имеющимся данным, нижние слои сложены позднемезозойскими отложениями (рис. 13).

 

Рис. 13. Рифтовая долина хребта Гаккеля при пересечении профилем 2015_1В в юго-восточной части Евразийского бассейна и фрагмент разреза осадочной толщи под рифтовой долиной.

Показано: акустический фундамент (линия черным); предполагаемая подошва отложений кайнозоя (линия зеленым), (по [1, 26]). На увеличенном фрагменте (внизу) показаны многочисленные сбросы, образующие грабенообразную структуру рифтовой долины.

 

В связи с отсутствием на изучаемой площади картировочного бурения, возраст выделенных осадочных толщ остается дискуссионным, что приводит и к неопределенности в построении геолого-тектонической модели развития региона. Для преодоления этой неопределенности нами были использованы данные зондирования методом преломленных волн о распределении с глубиной в разрезе скоростей продольных волн.

В основу анализа возраста пород осадочного чехла юго-восточной части Евразийского бассейна положена зависимость скорости продольных волн в обломочных породах от глубины залегания и возраста [23]:

V = K · (Z · T)^1/6, (1)

где Z – глубина (м), T – возраст (годы), K = 46.0.

Коэффициент K откорректирован с учетом того обстоятельства, что абсолютный возраст стратиграфических подразделений значительно уточнен по сравнению с данными 1951 г., когда данная формула была предложена впервые [23].

Приведенные данные расчетов и данные моделирования показывают, что в регионе, включающем северо-западную часть моря Лаптевых и юго-восточную часть Евразийского бассейна, формирование фундамента и синрифтовое осадконакопление началось, вероятнее всего, в позднеюрское время, а сам фундамент является либо частью позднеюрского океана (не до конца закрывшегося Южно-Анюйского бассейна), либо областью растянутой в позднеюрское время континентальной коры окраины материка (рис. 14).

 

Рис. 14. Скоростная модель осадочной толщи по данным МОВ-МПВ вдоль профиля 2015-03.

Возраст осадочных толщ по скоростям продольных волн в колонках МПВ 1-6 определен на основе зависимости, (по [23]).

 

Юго-восточная часть Евразийского бассейна отделена от остального бассейна зоной правого сдвига, смещение по которому к концу палеогена составляло более 100 км.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Во введении мы писали, что доминирующей концепцией развития Евразийского бассейна и хребта Гаккеля остается спрединг, происходящий с раннего эоцена и до настоящего времени без существенных кинематических перестроек, с полюсом раскрытия вблизи современного шельфа моря Лаптевых. Однако все большее количество выполненных исследований делает эту концепцию все менее вероятной, и все более вероятным выглядит существование рубежей, на которых кинематическая перестройка коснулась и Евразийского бассейна, и хребта Гаккеля.

Прежде всего, следует упомянуть работу, детально представляющую историю формирования Норвежско-Гренландского бассейна [27]. Согласно этой работе, в Норвежской котловине эоценовый океанический рифт первоначально распространялся с севера на юг в сторону полюса раскрытия океанического дна, расположенного у Гренландско-Фарерского порога. Однако около 47 млн лет назад (C21r) направление спрединга радикально изменилось. В то время между Восточной Гренландией и южным Эгирским хребтом начался веерный рифтогенез и/или спрединг, а между Лофотенскими и северо-восточными окраинами Гренландии развился почти ортогональный спрединг. Постепенный переход от медленного к сверхмедленному спредингу вдоль хребта Эгир в Норвежской котловине произошел после магнитного хрона С10 (29 млн лет), последнего подтвержденного в настоящее время хрона в Норвежской котловине. Полное открытие нового океанического бассейна вдоль хребта Колбенсей, вероятно, произошло незадолго до 22.5 млн лет назад (хрон. 6B).

Данные, относящиеся к рубежам осадконакопления в Арктическом бассейне, были получены в результате бурения в 2004 г. скважин на хребте Ломоносова по проекту ACEX. Эти данные многократно подвергались анализу, результаты которого не всегда совпадали. Изначально [36] представлялось, что накопление осадков шло без видимых перерывов в интервале времени 55‒45 млн лет.

После значительного перерыва, верхняя толща накапливалась в интервале времени 14‒0 млн лет. В дальнейшем эти данные корректировались, и наиболее убедительным в настоящее время представляется анализ, выполненный в работе [40]. Согласно этому анализу, накопление нижних толщ проходило в интервале времени 55‒36 млн лет, после чего резко снизилась скорость осадконакопления, без заметного перерыва. Перерыв в осадконакоплении фиксируется в интервале 10–12 млн лет, после чего скорость осадконакопления резко возрастает. При этом коренным образом изменилась и обстановка осадконакопления. До 36 млн лет это была озерная стадия, а после значительного переходного периода с начала Миоцена (23 млн лет) осадконакопление происходило в морских условиях.

К началу олигоцена (33 млн лет) относится и перерыв осадконакопления на островах моря Лаптевых [31].

После окончания цикла сейсмических работ в Канадском бассейне основные выделяемые на разрезах сейсмические границы были привязаны к скважинам, пробуренным в бассейне Маккензи и на северном склоне Аляски [35]. Время формирования верхней границы (R10) было определено как 11.6 млн лет назад, второй границы (R30) ‒ 33 млн лет назад, и нижней границы (R40) – 56.2 млн лет назад. Относительно границы R30 есть сомнения, не следует ли перенести время ее формирования в осадочной толще с раннего олигоцена в ранний миоцен, 23 млн лет назад. В остальном реперные определения времени формирования сейсмических границ в Канадском бассейне выглядят надежными.

Очевидно, что одним из рубежей тектонической истории Арктического бассейна является открытие пролива Фрам. Детальное исследование структуры магнитных аномалий в районе пролива Фрам показывает, что полное открытие пролива произошло не ранее, чем 21 млн лет назад. Самая старая аномалия магнитного спрединга, обнаруженная к северу от плато Ермак относится к номеру C7n.1 (24 млн лет назад). Аномалия C6AA регистрирует начало спрединга в северной части пролива Фрама примерно с 21.1 млн лет назад. В это время 130-километровый участок пролива Фрама к югу от 81°20′ с.ш. подвергался растяжению, и новообразование океанической коры еще не происходило [30].

В работе [8] обосновывается прямая связь между кинематикой движения литосферных плит в северо-западной части Тихого океана и геодинамической эволюцией Арктики и Северо-Восточной Азии. В частности, указывается, что после геодинамической перестройки 47.5 млн лет назад в Тихом океане ситуация в отношении Арктики радикально поменялась, и в районе современного моря Лаптевых обстановка напряжений, соответствующих правому сдвигу, изменилась на обстановку левого сдвига.

На тектоническую историю Евразийского бассейна и хребта Гаккеля наверняка повлиял и образовавшийся в Плиоцене супервулкан, следы от которого остались в виде кальдеры, по которой проходит отрезок рифтовой долины хребта Гаккеля. Размер (80 × 45 км) кальдеры, размещенной на хребте Гаккеля вблизи точки с координатами 120° в.д., 81° с.ш., относит ее к категории супервулканов с высшим индексом вулканической взрывоопасности 8. Это было мощнейшее извержение, оставившее значительные следы в топографии Северного Ледовитого океана [39]. По-видимому, именно это извержение маркирует недавнюю (плейстоценовую) перестройку спрединга центрального сегмента хребта Гаккеля, вызвавшую скачок оси спрединга, в результате чего рифтовая долина и эпицентры землетрясений расположились на его юго-западном фланге.

Таким образом, ярко выраженным по различным данным является рубеж, относящийся к началу Миоцена, около 23 млн лет назад. В соседнем с Евразийским Норвежско-Гренландском бассейне это время начала упорядоченного спрединга вдоль оси хребта Колбенсей. Именно к этому рубежу, скорее всего, надо относить окончательное формирование структуры выраженного в современном рельефе хребта Гаккеля. Особенность рельефа хребта, делающая его похожим на плато с неровной поверхностью, подчеркивает его наложенный на структуру Евразийского бассейна характер. Подобная “гофрированная” поверхность отмечена в районах развития коровых комплексов на востоке Юго-Западного Индийского хребта. Считается, что нынешняя приподнятая топография Юго-Западного Индийского хребта по сравнению с соседним морским дном приобретена как следствие того, что изгибная жесткость плиты значительно возрастала на стадии спрединга с незначительным внедрением расплава [21]. Сходство рельефа хребта Гаккеля с рельефом Юго-Западного Индийского хребта, видимо, проистекает из сходства процессов их формирования.

ВЫВОДЫ

Хребет Гаккеля – структура, обособление которой относится к интервалу времени начало олигоцена (34 млн лет) – начало миоцена (23 млн лет), в процессе коренной перестройки кинематики спрединга в уже существовавших океанических бассейнах в районах Северной Атлантики и Арктики. Наложенный характер хребта Гаккеля в Евразийском бассейне доказывается батиметрическими данными и сейсмическими данными о рельефе фундамента, а также изменением на его границах направления градиентных зон на картах магнитных и гравитационных аномалий.

Западный сегмент хребта Гаккеля, расположенный к западу от изгиба хребта в районе 75° в.д., характеризуется симметричным относительно рифтовой долины и пояса современной сейсмичности строением. В рифтовой долине и на расстоянии в 20‒30 км от нее сейсмоакустическими работами не зафиксировано наличие заметного осадочного чехла, как это и должно быть в области океанической коры плиоцен-четвертичного возраста. В то же время значения рассчитанной намагниченности магнитоактивного слоя земной коры показывают, что этот слой только на 20‒30% состоит из базальтов, а преимущественно сложен породами глубинного происхождения, габбро и перидотитами, появившимися на поверхности в результате сопутствующего спредингу скольжения по поверхности детачмента. Это положение подтверждено и результатами пробоотбора, выполненного в этом регионе в 2001 г. экспедицией AMORE.

Центральный сегмент хребта Гаккеля, протягивающийся от 75° в.д. и до кальдеры, характеризуется асимметричным положением рифтовой долины, располагающейся вблизи юго-западного борта хребта. Осадочный чехол мощностью более 50 м регистрируется по сейсмоакустическим данным как в самой рифтовой долине, так и в непосредственной близости от нее, что свидетельствует о недавнем, плиоцен‒четвертичном перескоке оси спрединга в современное положение. Расчеты величины намагниченности магнитоактивного слоя показывают подчиненную роль базальтов в его строении. Преобладают, как и в западном сегменте, габбро и перидотиты, выведенные на поверхность по многочисленным пологим сбросам.

Рифтовая долина хребта Гаккеля, к югу от кальдеры, в Прилаптевоморской области, проходит над многокилометровой толщей осадков, в основании которой залегают осадочные породы мелового, и, возможно, позднеюрского возраста. Вдоль расположенной под рифтовой долиной сейсмоактивной зоны осадочный чехол и фундамент рассечены множеством разломов, смещения по которым создают серию горстов и грабенов. Кристаллическая часть земной коры в этой области представляет собой особый блок Евразийского бассейна и принадлежит либо к земной коре мезозойского океана Панталассы, либо к растянутой в позднем мезозое материковой окраине океана Панталассы.

Благодарности. Авторы благодарны рецензенту д.г.-м.н. А.А. Пейве (ГИН РАН, г. Москва, Россия) и анонимному рецензенту за полезные комментарии и признательны редактору М.Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

Финансирование. Работа была поддержана финансированием ФГБУ “ВНИИОкеангеология” (г. Санкт-Петербург, Россия). Дополнительных грантов на проведение или руководство данным исследованием получено не было.

Выполнение норм научной этики. Авторы заявляют, что не имеют конфликта интересов.

About the authors

A. L. Piskarev

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia); St. Petersburg State University

Author for correspondence.
Email: apiskarev@gmail.com

Institute of Earth Sciences

Russian Federation, St. Petersburg; St. Petersburg

V. D. Kaminsky

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia)

Email: apiskarev@gmail.com
Russian Federation, St. Petersburg

A. A. Kireev

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia)

Email: apiskarev@gmail.com
Russian Federation, St. Petersburg

V. A. Poselov

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia)

Email: apiskarev@gmail.com
Russian Federation, St. Petersburg

V. A. Savin

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia); St. Petersburg State University

Email: apiskarev@gmail.com

Institute of Earth Sciences

Russian Federation, St. Petersburg; St. Petersburg

O. E. Smirnov

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia)

Email: apiskarev@gmail.com
Russian Federation, St. Petersburg

D. V. Bezumov

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia)

Email: apiskarev@gmail.com
Russian Federation, St. Petersburg

E. A. Dergileva

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia)

Email: apiskarev@gmail.com
Russian Federation, St. Petersburg

G. I. Ovanesian

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia)

Email: apiskarev@gmail.com
Russian Federation, St. Petersburg

E. S. Ovsiannikova

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia); St. Petersburg State University

Email: apiskarev@gmail.com

Institute of Earth Sciences

Russian Federation, St. Petersburg; St. Petersburg

D. V. Elkina

Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia)

Email: apiskarev@gmail.com
Russian Federation, St. Petersburg

References

Supplementary files