В глубоководном бассейне на северо-востоке российского сектора Арктики расположены хребет Ломоносова и поднятие Менделеева (рис. 1). Между ними находится более глубоко погруженная котловина Макарова. Природа земной коры в этих структурах остается дискуссионной. Средняя толщина океанической коры составляет 7 км, и выраженный гранитный слой в ней отсутствует. На хребте Ломоносова и на поднятии Менделеева толщина консолидированной части коры достигает ~20-25 км (рис. 2). В южной части котловины Макарова консолидированная кора также имеет значительную толщину (11-22 км). Лишь в ее северной части консолидированная кора редуцирована до 7–11 км [Буценко и др., 2005]. На всей рассматриваемой территории в верхней части коры под осадками залегает слой со скоростями продольных волн V_P = 5.9-6.5 км/с. На профиле рис. 2 он расположен между границами K₁ и K₂. Толщина слоя варьируется от 1.5-2 км до 10 км. Указанные значения V_P характерны для пород гранитного и диоритового состава, залегающих в верхней части консолидированной коры на континентах. На этом основании, а также судя по большой мощности, кору в указанных структурах можно относить к континентальному типу [Поселов и др., 2008; Буценко и др., 2005].

Внутри океанов встречаются, однако, отдельные глубоководные области, где земная кора также имеет высокую мощность, до 20-30 км и более, и, судя по сейсмическим данным, включает гранитный слой значительной толщины. Сюда относятся плато Онтонг-Джава и Манихики в Тихом океане, поднятие Альфа в канадском секторе Северного Ледовитого океана, северная часть плато Кергелен в Индийском океане и ряд других структур. Так, на плато Онтонг-Джава при глубине воды 2 км толщина коры достигает 30 км при толщине гранитного слоя до 5-7 км [Gladchenko et al., 1997] (рис. 3). Обычно предполагается, что такие структуры формировались внутри океанов вблизи осей спрединга при выплавлении больших масс корового материала на горячих точках (точнее, на горячих пятнах - hot spots) над крупными мантийными плюмами [Sobolev et al., 2008]. Их современным аналогом считается горячее пятно Исландии [Forsyth et al., 1986]. Кору подобных структур относят к океаническому типу.

Таким образом, высокая мощность коры в глубоководных впадинах в пределах современных океанов и присутствие в ней гранитного слоя еще не являются однозначными доказательствами ее континентальной природы. Поэтому для определения природы коры подобного типа необходимо использовать иной критерий. Погружение горячих пятен на океанической коре происходит вследствие охлаждения под ними коры и мантии в дрейфующей плите до глубины ~100 км. Погружение начинается в связи с прекращением подпитки пятна поступающим из глубины веществом мантийного плюма и развивается по тому же закону [Coffin, 1992], что и погружение океанической коры, образовавшейся на оси спрединга [Watts, 2001]. В последнем случае погружение с глубины в среднем около h_в⁰ = 2700 м до уровня прилегающих океанических котловин с конечной глубиной h_в¹ = 5000-5500 м занимает время t₀ ~ 80 млн. лет. На большей части этого периода времени изменение глубины воды h_в во времени t хорошо описывается соотношением:

h_в = h_в⁰ + (h_в¹ - h_в⁰)(t/t₀)^1/2                 (1)

где h_в⁰ – начальная глубина воды на оси спрединга. Для горячего пятна, располагавшегося вначале вблизи уровня моря, h_в⁰ ≈ 0. В таком случае соотношение (1) приобретает вид

h_в = h_в¹ (t/t₀)^1/2            (2)

Соответствующая кривая показана на рис. 4. Толщина коры на бывших горячих пятнах (до 20-30 км и более) значительно больше толщины обычной океанической коры (~7 км). Глубина воды, до которой охлаждающаяся литосфера испытывает погружение, с ростом толщины коры уменьшается. Поэтому конечная глубина воды на океанических плато оказывается существенно меньше, чем в океанических котловинах, составляя обычно h_в¹~ 2000-3000 м, как, например, на плато Онтонг-Джава и Манихики.

Движения коры на хребте Ломоносова развивалось совершенно иным образом. Пробуренная здесь на глубине около 1300 м скважина глубиной 428 м (экспедиция ACEX-302) [Moran et al., 2006; Backman et al., 2006] в своей нижней части вошла в мелководные отложения кампана - в пески, песчаники и глинистые сланцы.

По данным работы [Ким и Глезер, 2007] в самых низах разреза присутствуют и более ранние мелководные отложения турона. Вплоть до олигоцена хребет Ломоносова оставался на небольших глубинах, не превышавших ~200 м (рис. 4). В позднем палеоцене и раннем эоцене, возможно, имело место обмеление бассейна, сопровождавшееся размывом осадков в подводных условиях. Для олигоцена и раннего миоцена (16-33 млн. лет) характерно очень медленное осадконакопление, а временами и отсутствие осадконакопления. В это время хребет располагался вблизи уровня моря.

В разрезе глубоководной скважины на хребте Ломоносова какие-либо следы вулканизма отсутствуют. Это означает, что если здесь ранее и существовало горячее пятно на океанической коре, то к позднему мелу оно уже утратило свою активность. Самый поздний момент, когда могло прекратиться поступление к пятну снизу горячего материала, - это начало кампана [Moran et al., 2006; Backman et al., 2006] или даже начало турона [Ким и Глезер, 2007]. В таком случае увеличение во времени t глубины воды h_в должно было следовать кривой на рис. 4, описывающей погружение остывающего горячего пятна на океанической литосфере. К среднему миоцену, за 68 млн. лет (или за 78 млн. лет, если в низах скважины залегают осадки турона), литосферная плита почти полностью охладилась бы и глубина воды на ней достигла бы 2-3 км.

С эоцена могли иметь место значительные гляциоэвстатические флуктуации уровня Мирового океана. Поэтому выделить в чистом виде тектонические движения коры в рассматриваемой области не представляется возможным. В позднем мелу, палеоцене и эоцене здесь накопилось h_ос ~ 220 м осадков. В условиях изостатического равновесия, характерного для крупных областей, образование слоя осадков с плотностью ρ_ос и мощностью h_ос уменьшает глубину воды во впадине на величину

Δh_в = (ρ_м - ρ_oc./ ρ_м - ρ_в) h_oc          (3)

где ρ_м = 3330 кг/м³ – плотность мантии и ρ_в = 1030 кг/м³ – плотность морской воды. При ρ_ос = 1800 кг/м³, h_ос = 220 м получаем Δh_в ~ 150 м. В конце позднего мела глубина моря на хребте была ~200 м. Поэтому уменьшение глубины воды на ~150 м за счет накопления 220 м осадков вместе с понижением уровня Мирового океана вследствие оледенения Антарктиды вполне могли обеспечить осушение хребта Ломоносова в олигоцене - раннем миоцене. Таким образом, по крайней мере, с кампана по ранний миоцен в течение ~68 млн. лет здесь практически не происходило тектонического погружения земной коры. Для остывающего горячего пятна на океанической коре такая ситуация невозможна. Оставаться столь долго почти на одном и том же уровне может только кора континентального типа.

В конце раннего миоцена, когда погружение океанической коры уже должно было практически завершиться, на хребте Ломоносова началось быстрое погружение (правая часть кривой для хребта Ломоносова на рис. 4), что к настоящему времени привело к образованию глубоководной впадины. Как развивалось погружение с этого времени, точно не известно, но к настоящему моменту глубина моря в районе скважины достигла 1300 м. В отличие от океанической коры континентальная кора может оставаться вблизи уровня моря сотни миллионов лет и дольше. В платформенных осадочных бассейнах в отдельные эпохи происходили, однако, быстрые погружения коры, за один или несколько миллионов лет формировавшие на мелководном шельфе глубоководные или относительно глубоководные впадины [Артюшков, 1993]. Примерами могут быть Западная Сибирь в поздней юре, где в это время образовалось Баженовское море, а также Тимано-Печорская, Волго-Уральская и Прикаспийская впадины, где быстрые погружения коры произошли в начале позднего девона.

Быстрые погружения коры большой амплитуды могут быть обусловлены сильным растяжением литосферы или эклогитизацией - переходом габбро в нижней коре в более плотные гранатовые гранулиты и эклогиты, катализированным инфильрацией активного флюида из небольших мантийных плюмов. Растяжение обычно сопровождается образованием системы крупных сбросов, расположенных близко друг к другу. Как следует из многочисленных профилей через осадочный чехол (см. [Буценко, 2008] и др.), такие структуры на хребте Ломоносова отсутствуют. Поэтому его быстрое погружение в среднем миоцене следует связывать с эклогитизацией базальтового слоя.

Отложение глубоководных осадков среднего миоцена на частично размытых отложениях эоцена привело к образованию выраженного эрозионного несогласия, прослеживающегося по всему хребту Ломоносова. Это указывает на то, что в позднем олигоцене весь хребет, располагавшийся выше уровня моря, испытал быстрое погружение. В результате к настоящему времени на его склонах глубина воды достигла 2-3 км. Как следует из рис. 4, такое развитие движений коры, включающее длительную фазу медленного погружения с последующим крупным и быстрым погружением (кривая для хребта Ломоносова), прямо противоположно развитию погружения океанической коры на горячем пятне, потерявшем свою активность (кривая для остывающего горячего пятна). В последнем случае должно наблюдаться быстрое погружение в начальной фазе с его последующим сильным замедлением. Это исключает океаническую природу коры на хребте Ломоносова и указывает на то, что он подстилается корой континентального типа.

Резкое несогласие между отложениями эоцена и среднего миоцена, указывающее на быстрое погружение коры от уровня моря до глубин 2-4 км прослеживается с хребта Ломоносова на восток в котловину Макарова и на поднятие Менделеева. Быстрое погружение, не сопровождавшееся сильным растяжением, указывает на то, что эти области также подстилаются корой континентального типа, испытавшей эклогитизацию. Обозначим плотность габбро через ρ_гб, а плотность эклогитов через ρ_э. При сохранении изостатического равновесия для образования на месте низкой суши или мелководного шельфа впадины с глубиной воды h_в требуется образование из габбро слоя эклогитов толщиной

h_э = (ρ_гб / ρ_м)((ρ_м - ρ_в)/(ρ_э. - ρ_гб)) h_в          (4)

Скорости продольных волн в эклогитах примерно такие же, как в мантийных перидотитах [Chriestensen & Mooney, 1995]. Поэтому по сейсмическим данным такие породы располагают под разделом Мохо. Полагая в (4) ρ_гб = 2930 кг/м³, ρ_э = 3500 кг/м³, находим, что для погружения коры на хребте Ломоносова, во впадине Макарова и на поднятии Менделеева до глубины h_в = 1-4 км толщина слоя эклогитов под разделом М на рис. 2 должна составлять h_э = 3.6-14.2 км.

Драгирование на крутых склонах поднятия Менделеева показало, что с позднего силура по раннюю пермь здесь в отсутствие вулканизма происходило очень медленное погружение коры (рис. 4). В результате в крайне мелководных условиях накопилось 400-500 м доломитов, известняков, песков и аргиллитов. Как следует из (3), в отсутствие этих осадков со средней плотностью ρ_ос = 2200 кг/м³ глубина воды на хребте достигла бы 250-300 м. Для потерявшего свою активность горячего пятна на океанической коре такая ситуация исключена. За ~100 млн. лет к среднему карбону, при слабом осадконакоплении, как и другие охладившиеся горячие пятна, поднятие Менделеева погрузилось бы, по крайней мере, до глубины ~2 км. В действительности, оно продолжало оставаться вблизи уровня моря еще ~300 млн. лет - вплоть до конца раннего миоцена, когда здесь, как и на хребте Ломоносова, началось быстрое погружение с резкой сменой мелководных отложений глубоководными осадками.

Быстрые погружения коры, обусловленные эклогитизацией, являются характерным признаком крупных нефтегазоносных бассейнов [Артюшков, 1993; Артюшков и Егоркин, 2005]. На рассматриваемых структурах мощность слабо литифицированных осадков во многих местах составляет от 2-3 до 5-6 км. Следовательно, в этой обширной области общей площадью 1200000 км² с большой вероятностью можно ожидать существование крупных запасов нефти и газа.

Работа выполнена при поддержке РФФИ, грант 06-05-65197, и программ 1, 6 и 14 ОНЗ РАН.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Посёлов В.А., Каминский В.Д., Верба В.В. и др. Этапы исследований по проблеме юридического шельфа Российской Федерации в Северном Ледовитом океане // В кн.: 60 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. ВНИИОкеангеология. СПб., 2008. С. 249-262.

2. Буценко В.В., Посёлов В.А., Каминский В.Д., Липилин А.В. // Разведка и охрана и недр. 2005. № 6. С. 14-23.

3. Gladchenko T.P., Coffin M.F., Eldholm O.  Crustal structure of the Ontong Java Plateau: modeling of new gravity and existing seismic data // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. P. 22711-22729.

4. Sobolev A.V., Hofmann A.W., Kuzmin D.V. et al. The Amount of Recycled Crust in Sources of Mantle-Derived Melts // Science. 2008. V. 316. № 5823. P. 412-417.

5. Forsyth D.A., Asudeh I., Green A.G., Jackson H.R. Crustal structure of the northern Alpha Ridge beneath the Arctic Ocean // Nature. 1986. V. 322. P. 349–352.

6. Coffin M.F.  Emplacement and subsidence of Indian Ocean Plateaus and submarine ridges. Synthesis of results from scientific drilling in the Indian Ocean // Geophys. Monogr. Amer. Geophys. Union. 1992. V. 70. P. 115-125.

7. Watts A.B. Isostasy and Flexure of the Lithosphere. Cambridge, 2001. 458 p.

8. Moran K., Backman J., Brinkhuis H. et al. The Cenozoic palaeoenvironment of the Arctic Ocean // Nature. 2006. V. 144. P. 601-605.

9. Backman J., Moran K., Mcinarou D.B. et al. // Proc. Integrated Ocean Drilling Program. 2006. V. 302. 169 p.

10. Ким Б.И., Глезер З.И. Осадочный чехол хребта Ломоносова (стратиграфия, история формирования чехла и структуры, возрастные датировки сейсмокомплексов) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2007. Т. 15. № 4. С. 61–83.

11. Артюшков Е.В. Физическая тектоника. М.: Наука, 1993. 468 с.

12. Буценко В.В. Главные тектонические события истории Арктического океана по сейсмическим данным. Автореф. дис. д-ра геол.-минерал. наук. СПб., 2008. 42 с.

13. Chriestensen N.I., Mooney W.D. Seismic velocity structure of the continental crust: a global view // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. P. 9761–9788.

14. Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Иванов В.Н. // ДАН. 2004. Т. 399. № 2. С. 224-227.

15. Артюшков Е.В., Егоркин А.В. // ДАН. 2005. Т. 400. № 4. С. 494-499.