Обоснована эпиконтинентальная природа Евразийского бассейна и хребта Гаккеля по данным сравнительного изучения химического состава и геохимической реконструкции геодинамических обстановок формирования позднемезозойских терригенных пород в Баренцево-Карском и Амеразийском бассейнах, а также кайнозойских базальтов Центрально- и Северо-Атлантического бассейнов. Составлена морфоструктурная схема непрерывности перехода хребта Гаккеля на шельф и материковую окраину Сибири. Разработана модель эволюции Центрально-Арктической рифтовой системы. Приведены данные о вероятной принадлежности хребта Гаккеля к подводным хребтам Арктического бассейна.

Ключевые слова: геохимия, батиметрия, терригенные породы, базальты, континентальная окраина, подводный хребет, Евразийский бассейн, хребет Гаккеля, Северный Ледовитый океан

Введение

В настоящее время, в рамках программ по обоснованию расширения внешних границ континентального шельфа России, Норвегии и Дании в Северном Ледовитом океане (СЛО), актуальной задачей является изучение геологического строения и истории формирования Евразийского бассейна, а также геодинамической и морфоструктурной природы хр. Гаккеля. Большинство отечественных и зарубежных исследователей традиционно рассматривают Евразийский бассейн, как кайнозойский спрединговый, возникший при расколе континентальной коры и ее раздвига между хр. Ломоносова и Баренцево-Карской континентальной окраиной [Карасик, 1968]. Ряд исследователей [Трухалев и др., 2018; Кременецкий и др.. 2020], отмечая отсутствие субдукции на континентальных окраинах Евразийского бассейна, связывают его формирование с глобальным рифтогенезом Земли, начавшимся в мезозое и завершившимся в кайнозое образованием (на утоненной и частично растянутой континентальной коре) субмеридиональной структуры Евразийского бассейна и кайнозойского хр. Гаккеля. Cогласно Ю.Е. Погребицкому [Геология…, 2004], рифты Евразийского и Северо-Атлантического (Норвежско-Гренландского) глубоководных бассейнов СЛО представляют собой дивергентную границу, фиксирующую прогрессирующее раздвижение Евразийской (Западно-Арктической) и Северо-Американской (Восточно-Арктической) плит с продолжением ее на юг в пределы шельфа моря Лаптевых. При этом горизонтальные растяжения в Лаптевоморской депрессии не сопровождались разрывом сплошности консолидированных слоев земной коры (режим вялого рифтогенеза), а выражены формированием системы листрических желобов на шельфе и конвергентных швов на континенте.

Прямым следствием этих диаметрально противоположных геотектонических концепций (плейттектонического спрединга или континентального рифтогенеза), естественно, являются и спорные представления как о возрасте осадочного чехла Евразийского бассейна (кайнозойский или позднемезозой-кайнозойский), так и о геодинамической природе базальтового магматизма кайнозойского хр. Гаккеля (океанической - как прямое продолжение Срединно-Атлантического хребта; переходного типа «океан-континент» или континентальной - с пролонгацией хр. Гаккеля на континентальную окраину). В итоге, до сих пор открытым остается вопрос к какому же морфоструктурному типу относится хр. Гаккеля: к океаническим или подводным хребтам, что является одним из ключевых критериев при обосновании внешних границ континентального шельфа. Объективными причинами этому являются глубоководность котловин Евразийского бассейна (3430–5449 м) и круглогодичный ледяной покров на большей его площади, вследствие чего информация о геологическом строении дна этого бассейна ограничивается исключительно данными батиметрических и геофизических исследований, а также драгированием магматических пород с поверхности хр. Гаккеля.

В настоящей работе предпринята попытка геолого-геохимической реконструкции геодинамических условий формирования осадочного чехла Евразийского бассейна и базальтов хр. Гаккеля, с морфоструктурным анализом предполагаемой пролонгации последнего через шельф моря Лаптевых на материковую окраину. С этой целью авторами были составлены базы геохимических данных по мезозойским терригенным породам плитного чехла СЛО, а также использованы данные по составу кайнозойских базальтов Атлантико-Арктического бассейна (рис. 1). На их основе проведен сравнительный анализ составов этих пород и реконструкция их геодинамических обстановок для Евразийского бассейна и пространственно сопряженных с ним бассейнов: Центрально- и Северо-Атлантического, Баренцево-Карского, Амеразийского и Лаптевоморского с прилегающей материковой окраиной. Полученные результаты и выводы корректировались интерпретацией батиметрических и геофизических карт и их разрезов по южному замыканию Евразийского бассейна в области сочленения его с Лаптевоморским шельфом.

Реконструкция условий формирования терригенных пород Евразийского бассейна. Результаты сейсмостратиграфических и сейсмофациальных исследований, выполненных в последние годы [Арктические…, 2018; Рекант и Гусев, 2012; Шипилов и др., 2020] по разрезам Евразийского и Лаптевоморского бассейнов, и их увязка с материалами геологических исследований сопредельных территорий позволили обосновать принципиально новые нижеследующие положения:

1) в пределах котловин Нансена и Амундсена выявлено 4 слоя с идентичными значениями пластовых скоростей (Vпл. - 1,8–2,0; 2,2; 2,7–2,9 и 3,3–3,6 км/с) и незначительной вариацией их мощностей;

2) сравнительный анализ обобщенных скоростных моделей по Евразийскому бассейну и данных по геологии соседних областей шельфа и подводных поднятий СЛО позволил, во-первых, обосновать возраст 2-х нижних сейсмических слоев как юрско-меловые, с максимальной мощностью (до 7 км) меловых отложений в наиболее глубокой части бассейна Амундсена, прилегающей к хр. Гаккеля [Шипилов и др., 2020]. Во-вторых, установить сходство скоростных параметров и волновых полей осадочных комплексов котловин Амундсена и Нансена с таковыми хр. Ломоносова, что свидетельствует о существовании в этой области СЛО единого или сходных бассейнов осадконакопления. Из сказанного следует, что до образования современного Евразийского бассейна он входил в состав более обширного юрско-мелового бассейна, объединявшего Западную Сибирь, Баренцево море и, возможно, Карское море и море Лаптевых;

3) осадочный чехол Лаптевоморского бассейна также представлен K₂-KZ терригенными породами, залегающими на позднекиммерийском фундаменте без его продолжения на шельф Сибирской платформы [Арктические…, 2018].

Средние составы исследуемых мезозойских терригенных пород (песчаники, алевролиты и аргиллиты) рассчитывались по образцам, отобранным авторами при документации 27 скважин на Баренцево-Карском шельфе, и по составленному авторами разрезу Предверхоянского краевого прогиба в области сочленения его с Лаптевоморским шельфом. Изучены также образцы из коллекций донно-каменного материала (ДКМ), собранных в ходе экспедиций «Арктика-2007» и «Арктика-2012», соответственно, на хр. Ломоносова [Рекант и др., 2018] и поднятии Альфа-Менделеева [Морозов и др., 2013] (рис. 1). Геохимическая типизация и геодинамическая реконструкция условий формирования этих пород проводилась с использованием разработанной авторами петрохимической диаграммы SiO₂ - (Na₂O+CaO+Al₂O₃′) - (MgО+Fe₂O₃+Al₂O₃′′+K₂O) с предварительной дискриминацией ее полей для различных источников сноса терригенных пород и геодинамических обстановок их накопления (рис. 2а).

Анализ этой диаграммы (рис. 2б) совместно с таковой, построенной по петрографическим данным (рис. 2в), позволяет заключить следующее:

1. Основным источником сноса мезозойских терригенных пород, плитного чехла Амеразийского бассейна СЛО (хр. Ломоносова и поднятие Альфа-Менделеева) являлся докембрийский фундамент Северо-Американской платформы (Восточно-Арктический бассейн), тогда как для мезозойских терригенных пород Баренцево-Карского и Лаптевоморского шельфа, а также материковой окраины (Предверхоянский краевой прогиб) источником сноса послужили, соответственно, Восточно-Европейская и Сибирская платформы. Отличие в вещественном составе последних (по содержанию SiO₂) (рис. 2б) обусловлено разными эрозионными уровнями их источников сноса: палеозойский чехол Восточно-Европейской платформы - для Баренцевого и Карского бассейнов и докембрийский фундамент Северо-Американской платформы - для Амеразийского бассейна. Последнее может служить косвенным подтверждением справедливости сейсмостратиграфических и сейсмофациальных реконструкций [Арктические…, 2018; Рекант и Гусев, 2012] принадлежности нижних сейсмических позднемезозойских комплексов Евразийского бассейна, а также Северного прогиба, локализованного в зоне сочленения хр. Ломоносова с Сибирским шельфом [Шипилов и др., 2020] к единому Западно-Арктическому палеобассейну.

2. Дискриминация количественного минерального состава исследованных мезозойских песчаников в координатах: кварц - полевые шпаты - обломки пород (рис. 2в) указывает на накопление их в континентальных условиях (от внутренних областей кратонов, через переходные континентальные области к островодужным с континентальной корой).

3. Тренды дифференциации (песчаники → алевролиты → аргиллиты) мезозойских терригенных пород Западно-Арктического бассейна на петрохимической диаграмме (рис. 2б) идентичны тренду накопления континентальных терригенных пород (рис. 2а). При этом, как в Западно-Арктическом, так и в Восточно-Арктическом бассейнах, составы этих пород тесно координируются с их источниками сноса - породами сопредельных материковых окраин (обстановки пассивных окраин континентов). Все это резко отличает их от эталонных составов осадочных пород островодужных обстановок с океанической корой и, тем более, от области накопления осадочной оболочки в океанах (рис. 2б).

Реконструкция геодинамических обстановок формирования базальтов хр. Гаккеля. Для решения этой задачи авторами были собраны из открытых источников [Lehnert et al., 2000; Snow et al., 2011; Jokat et al., 2020] и обобщены данные по химическому составу кайнозойских базальтов из различных секторов глобальной Атлантико-Арктической рифтогенной системы, а также мезозойских базальтов Баренцевского (ЗФИ) и Амеразийского бассейнов СЛО (по результатам драгирования ДКМ и бурения глубоководных скважин на подводном поднятии Альфа-Менделеева в экспедиции «Арктика-2012» [Морозов и др., 2013]. В Атлантико-Арктической рифтогенной системе исследовались 3 сегмента: Центрально-Атлантический (10°–60° с.ш.), Северо-Атлантический (60°–75° с.ш.) и Центрально-Арктический хр. Гаккеля (75° с.ш., 130° в.д.). При этом для геодинамического тестирования базальтов хр. Гаккеля, рассчитанные нами средние составы базальтов Центральной и Северной Атлантики, а также островов и подводных поднятий СЛО, согласно известным геологическим представлениям, были подразделены на 3 типа: «океанические» (САХ-Юг, САХ-Север, хр. Рейкьянес, хр. Колбенсей, Ян-Майен, Мона, Книповича), переходного типа «океан-континент» (разлом 15°20’ с.ш., Азорское поднятие, Исландско-Фарерский порог, трог Лена, Гренландско-Шпицбергенский порог) и «континентальные» (архипелаг ЗФИ, поднятие Альфа-Менделеева и четвертичные вулканы Западно-Чукотской материковой окраины) (рис. 1). Исследовались базальты, ограниченные пределами концентраций SiO₂ и MgO, соответственно, 44–53 и <14 %. Петрохимическая типизация базальтов проводилась с использованием диаграмм в координатах SiO₂ - (Na₂O + K₂O) и SiO₂ - K₂O с погрешностью определения концентрацией компонентов (±1σ). Для идентификации первичных составов расплавов и геодинамических обстановок их образования применялись нижеследующие диаграммы: в координатах MgO - FeO - Al₂O₃ и Th - Hf - Ta (дискриминация зон спрединга, островных дуг, океанических островов и континентальных базальтов) [Pearce, 1976; Wood, 1980]; Th/Nb - Ce/Nb (с трендом составов океанических базальтов от производных N-MORB к OIB [Saunders et al., 1988]; в координатах Zr/Y - Nb/Y (с областью плюмовых производных базальтов и трендом смещения вдоль линии Δ Nb в область вариации составов источников) [Condie, 2005], а также спайдер-диаграммы редких и редкоземельных элементов.

Исследование составов базальтов эталонных типов («океанических», «океан-континент» и «континентальных»), с помощью дискриминационных диаграмм, а также сравнительный анализ их составов с составом базальтов Центрально-Арктического хребта Гаккеля (рис. 3), позволяет сделать следующие заключения:

1. Базальты «океанического» типа Центрально-Атлантического сегмента петрохимически занимают поля нормальной и пониженной щелочности (рис. 3а), в частности, низкокалиевых базальтов (рис. 3б). На диаграммах базальты САХ-Юг идентифицируются с составами срединно-океанических хребтов (N-MORB), тогда как базальты САХ-Азорского поднятия - с базальтами Е-MORB. По соотношению Zr/Y и Nb/Y (рис. 3е) базальты САХ-Юг и хр. Рейкьянес приближаются к составу примитивной мантии (PM), тогда как базальты САХ-Азорское поднятие имеют более обогащенный состав и близки к четвертичным базальтам Исландии и составам хр. Мона Северо-Атлантического сегмента (рис. 3е). Аналогичную картину демонстрирует и спайдер-диаграмма редкоземельных элементов (рис. 3ж), на которой кривые составов САХ-Юг и САХ-Север находятся между N-MORB и Е-MORB. Линия составов САХ-Азорское поднятие занимает более высокое положение, благодаря повышенной концентрации легких редкоземельных элементов в этих породах. Минимальные концентрации элементов-примесей определены в базальтах хр. Рейкьянес, с практически полным совпадением кривых распределения редких элементов этого хребта и N-MORB. Более высокие содержания редких элементов установлены в базальтах САХ-Юг и наибольшие - в базальтах хр. САХ-Север. Различие базальтов указанных групп отчетливо проявлено и по величине отношений Th/Nb, Ce/Nb (рис. 3д) и Zr/Y, Nb/Y (рис. 3е), определяющих более деплетированный состав базальтов «океанических рифтов» относительно таковых из рифтов на поднятии, имеющих более высокие концентрации легких РЗЭ (рис. 3ж).

2. Базальты «океанического» типа Северо-Атлантического сегмента имеют на 3–4 % более высокие концентрации SiO₂ по сравнению с аналогичными породами Центрально-Атлантического сегмента (хр. Рейкьянес, САХ-Север и САХ-Юг). Так же как и последние, они относятся к породам нормальной или пониженной щелочности; располагаются на границе составов низко- и среднекалиевых базальтов (рис. 3а, б) толеитовой или известково-щелочной серий в полях составов СОХ и океанических островов (ОО) (рис. 3в). В отличие от таковых Центрально-Атлантического сегмента, рассматриваемые базальты содержат меньше Hf и на диаграмме в координатах Th - Hf/3 – Ta занимают промежуточное положение между деплетированными базальтами N-MORB и внутриплитными базальтами (рис. 3г). При этом они, по сравнению с аналогичными породами хр. Рейкьянес, САХ-Север и САХ-Юг, имеют более высокие отношения Th/Ce и Zr/Y, Nb/Y, а также повышенные концентрации большинства РЭ, приближаясь по этим параметрам к базальтам рифтов на Азорском поднятии Центрально-Атлантического сегмента и на хр. Ян-Майен Северо-Атлантического сегмента (рис. 3д,е).

3. Базальты Центрально-Арктического сегмента по морфоструктурным и геофизическим данным подразделяется на 4 сегмента: Западный вулканический (ЗВС, 7° з.д., 3° в.д.) протяженностью 220 км, Центральный амагматический (ЦАС, 3° в.д., 30° в.д.) протяженностью 300 км, Восточный вулканический (ВВС, 30° в.д., 90° в.д.) протяженностью 500 км и Юж-ный частично вулканический (ЮВС, 90° в.д., 130° в.д.) протяженностью 600 км. В Южном сегменте в районе 120° в.д. фиксируется крупнейший вулканический центр (GRD).

Западный и Восточный сегменты, относительно аналогичных пород Центрально-Атлантического сегмента, имеют повышенные (~ на 1 %) концентрации щелочей (рис. 3а, б) при более высоком значении величины отношения K₂O/Na₂O (0.11) в сравнении с базальтами хр. Рейкьянес, САХ-Юг (0.04) и САХ-Север (0.07). По величине этого отношения они сопоставимы или несколько превышают таковую в базальтах Северо-Атлантического сегмента (хр. Колбенсей - 0.08, Книповича - 0.11, Мона - 0.20). По содержанию и соотношениям других главных компонентов они соответствуют базальтам толеитовой серии, образованным в режиме СОХ (рис. 3в), и относятся к несколько обогащенным базальтам Е-MORB (рис. 3в-д). По концентрациям большинства редких элементов (особенно в отношении крупноионных и высокозарядных элементов) базальты Западного Гаккеля превышают породы Восточного Гаккеля (рис. 3г, ж). Они характеризуются более высокими концентрациями редких элементов, по сравнению с базальтами «океанического» типа Центрально-Атлантического сегмента, и близки или имеют более низкие содержания этих элементов по сравнению с базальтами Азорского поднятия этого сегмента. По сравнению с базальтами Северо-Атлантического сегмента, базальты Восточного и особенно Западного Гаккеля по концентрациям редких элементов наиболее близки базальтам хр. Книповича и Фарерских островов.

Что же касается Южного сегмента хр. Гаккеля, в области перехода Евразийского бассейна в Лаптевоморский шельф, то повышенные значения отношений Zr/Y,Nb/Y (рис. 3е), а также спектры распределения РЗЭ (рис. 3ж) в базальтах GRD свидетельствуют, вероятно, о вкладе в их состав обогащенных источников, а также материала континентальной коры, указывая тем самым, на формирование этого сегмента хр. Гаккеля на континентальной окраине.

4. Базальты переходного типа «океан-континент» Центрально-Атлантического сегмента в районе пересечения САХ с разломом 15°20’ с.ш. на диаграмме MgO - FeO - Al₂O₃ (рис. 3в) располагаются между полями базальтов океанических островов (ОО) и континентальными производными (К), а на диаграмме в координатах Th - Hf/3 - Ta (рис. 3г) - в поле составов континентальных базальтов. По соотношениям Th/Nb и Ce/Nb (рис. 3д) эти базальты имеют обогащенный состав, располагаясь между линиями отношений Th/Ce = 0,01, свойственных для OIB, и Th/Ce = 0,1, характеризующих породы корового генезиса. Признаки явного присутствия в этих базальтах коровых компонентов демонстрируют также и спайдер-диаграммы: пониженные концентрации РЗЭ (рис. 3ж), повышенное содержание калия, пониженные концентрации Hf и повышенные - Th (рис. 3 г), а также повышенные значения отношения Th/Ce (рис. 3д). На этих же диаграммах, что особенно важно, отчетливо видно сходство составов редкоземельных элементов в базальтах разлома 15°20’ с.ш. с базальтами Южного сегмента хр. Гаккеля (GRD); значения отношений (La/Yb)N в этих группах пород близки: 3,72 и 3,14, соответственно.

5. Базальты переходного типа «океан-континент» - Исландии по концентрациям щелочей и SiO₂ относятся к породам нормальной и пониженной щелочности, и лишь четвертичные породы Южной рифтовой зоны острова имеют субщелочной состав (рис. 3а), характеризуясь повышенными концентрациями калия (рис. 3б). В координатах SiO₂ - FeO/MgO изученные базальты относятся к породам толеитовой серии, формировавшимся в пределах океанических островов или в континентальных условиях (рис. 3в). Принадлежность базальтов Южной рифтовой зоны, а также Центральной и Юго-Западной рифтовых зон острова к геодинамическим обстановкам океанических островов, а Северной зоны и миоценовых платобазальтов острова - к производным континентальных условий образования, следует из положения точек их состава в координатах MgO - FeO’ - Al₂O₃ (рис. 3в) и Th/Nb - Ce/Nb (рис. 3д). Что касается базальтов соседних с Исландией хребтов «океанической» группы (Рейкьянес и Колбенсей), то они содержат пониженные концентрации РЗЭ (соответственно, 118 и 101 ppm) и наиболее сходные с N-MORB (165 ppm) и E-MORB (175 ppm). Ближайшими аналогами пород указанных хребтов являются, вероятно, базальты Северной рифтовой зоны Исландии (103 ppm РЗЭ).

Базальты Южного сегмента хр. Гаккеля (GRD) по концентрациям и особенностям распределения редких и редкоземельных элементов максимально сходны с базальтами Центральной и Юго-Западной рифтовых зон Исландии, имеющих ΣРЗЭ=218 ppm и (La/Yb) n=2.0 (рис. 3ж).

6. Магматические породы «континентального типа» - трога Лена, разделяющего Северо-Атлантический и Центрально-Арктический сегменты, по концентрациям главных компонентов имеют состав базальтов и ультраосновных пород. Для последних характерны низкие концентрации щелочей и, как следствие, приуроченность к нижней части диаграммы в координатах SiO₂ - (Na₂O+K₂O). Следует отметить, что все указанные образцы имеют низкие концентрации титана (TiO₂<0.2 %), и по этому признаку скорее являются интрузивными, а не эффузивными производными. Преобладающая часть базальтов относится к породам нормальной щелочности, при этом два образца базальтов трога Лена, как и образец Южного сегмента хр. Гаккеля GRD, имеют субщелочной состав (рис. 3а). По концентрациям K₂O базальты являются низко- или среднекалиевыми с максимальным количеством калия (1.65 %) в образце базальтов трога Лена (рис. 3б). На диаграмме Дж. Пирса [Pearce, 1976] (рис. 3в) точки составов базальтов трога Лена и GRD находятся в поле составов базальтов островных дуг. На диаграммах в координатах Th/Nb - Ce/Nb и Zr/Y - Nb/Y (рис. 3д, е) преобладающая часть точек составов базальтов расположена в поле составов базальтов океанических плато, имеющих плюмовый генезис с их приуроченностью к полю составов Е-MORB. Следует отметить сближенность точек составов базальтов трога Лена и Южного сегмента хр. Гаккеля (GRD), имеющих более обогащенный источник в сравнении с базальтами Западного и Восточного сегментов хр. Гаккеля, при сходстве базальтов трога Лена с таковыми GRD. Обедненность базальтов трога Лена тяжелыми РЗЭ и Y относительно GRD, может свидетельствовать, вероятно, о более глубинных условиях выплавления базальтов трога Лена по отношению к базальтам GRD и тем более Южной рифтовой зоны Исландии (рис. 3ж).

7. Базальты «континентального» типа - четвертичные вулканы Момского рифта и соседних приполярных территорий Чукотки, рассматриваемых (А.Ф. Грачев, 1978) как возможное продолжение рифтогенной структуры хр. Гаккеля на материковую окраину, по концентрациям SiO₂ (в %) варьируют от 40.9 до 52.0 и по сумме щелочей - от 4,3 до 7.6 %. От базальтов Исландии, Западного и Восточного сегментов хр. Гаккеля и GRD преобладающая часть пород четвертичных вулканов отличаются меньшими концентрациями SiO₂ и существенно более высокими содержаниями щелочей, располагаясь в пределах полей базальтоидов щелочного или субщелочного составов (рис. 3а,б). На диаграмме в координатах Th -Hf/3 - Ta преобладающая часть точек составов базальтов вулканов приурочена к полю внутриплитных базитов, и по составу отличается от базальтов Исландии, хр. Гаккеля и GRD, имеющих бoльшее сходство с составами E-MORB (рис. 3г). По концентрациям РЗЭ и отношению La/Ybn (Ybn - содержание, нормированное по отношению к хондриту С1) базальты вулканов континента подразделяются на 2 группы. К первой группе относятся вулканы Балаган-Тас (рис. 3ж), Энмеленский, Жохова, Велигинский - с повышенными содержаниями РЗЭ (696–506 ppm) и величиной отношения La/Ybn (25.1–19.2); ко второй - Алучинские, Пятистенный, Анюйские - с пониженными значениями этих величин (соответственно, 394–335 г/т и La/Ybn=7.1–9.2). Базальты вулканов первой группы по концентрациям РЗЭ и величине отношения La/Ybn близки базальтам OIB (соответственно, 539 и 12.3), а вулканов второй группы - базальтам Исландии - (276–393 г/т), при более низких значениях отношения La/Ybn (соответственно 3.7 и 5.4).

Таким образом, базальты четвертичных вулканов Западно-Чукотского континента (и, прежде всего, вулкан Балаган-Тас) по составу резко отличаются от состава базальтов Центрально-Арктического хр. Гаккеля, отвергая, тем самым, версию его перехода в континентальный Момский рифт и соответственно предположение о пролонгации в этом направлении дивергентной границы между Евразийской и Северо-Американской континентальными окраинами. Что же касается геодинамической обстановки формирования базальтов хр. Гаккеля, то, как было показано выше, максимальное сходство с внутриплитными базитами обнаруживает его Южный сегмент (GRD), отвечающий составу OIB со значительным вкладом корового материала.

8. На спайдер-диаграммах редкоземельных и редких элементов, нормированных соответственно по хондриту и примитивной мантии, базальты Атлантико-Арктической рифтогенной системы подразделяются на 3 кластера:

Первый кластер включает базальты хр. Рейкьянес и Колбенсей, близкие по составу N-MORB; последний за счет обогащения K, Rb, Sr, Ba и легкими РЗЭ тяготеет к E-MORB, а по содержанию HFSE и тяжелых РЗЭ занимает промежуточное положение между N-MORB и E-MORB.

Второй кластер включает базальты САХ, Фарерских островов, хр. Книповича, Западного и Восточного Гаккеля, с отношением La/Yb в пределах 1.2–2.1. Характерной особенностью редкоземельных спектров этих пород является их пологая конфигурация, что служит диагностическим признаком базальтов океанических плато, образование которых предполагается в результате плавления верхней деплетированной мантии и глубинного источника, по составу близкого к OIB. По уровню накопления несовместимых элементов (HFSE - ионы с малым радиусом и высоким зарядом: Hf, Zr, Ti, Nb, Ta, P и HREE - тяжелые РЗЭ, Gd - Lu) рассматриваемые базальты близки или превышают их концентрации в E-MORB.

Базальты третьего кластера, по спектру редкоземельных элементов и (La/Yb)N = 2.9–13.6), близки к базальтам океанических островов OIB (базальты Ян-Майен, Восточной Гренландии, Исландии, хр. Мона) и континентов (базальты разлома 15°20’ с.ш.), а также базальты Южного сегмента хр. Гаккеля (GRD). Повышенные значения отношений ZR/Y, Nb/Y свидетельствуют о вкладе в состав этих базальтов обогащенных источников, а также материала континентальной коры.

Сопоставление составов кайнозойских базальтов хр. Гаккеля с составами верхнемеловых базальтов континентальной формации HALIP (ЗФИ и поднятие Альфа-Менделеева) показывает, что последние имеют близкие концентрации SiO₂ и суммы щелочей с базальтами Западного и Восточного сегментов хр. Гаккеля, и также относятся к породам нормальной и пониженной щелочности толеитовой серии, низкой или умеренной калиевости. На диаграммах в координатах MgO - FeO’ - Al₂O₃ точки составов верхнемеловых базальтов располагаются в полях составов внутриконтинентальных областей и океанических островов, а в координатах Th/Nb - Ce/Nb - в поле или вблизи составов базальтов океанических островов, с фиксируемым вкладом корового компонента. Базальты Южного сегмента хр. Гаккеля (GRD) при повышенном содержании суммы щелочей содержат 0,7 % K₂O и относятся к среднекалиевым породам, и по величине отношений Zr/Y и Nb/Y (рис. 3е) близки к верхнемеловым базальтам, отличаясь от таковых Западного и Восточного сегментов хр. Гаккеля. На спайдер-диаграммах кривые редких и редкоземельных элементов верхнемеловых базальтов, занимая промежуточное положение между составами OIB и MORB, обнаруживают наибольшее сходство с составом базальта GRD (рис. 3ж).

Близость состава базальтов Западного и Восточного сегментов хр. Гаккеля базальтам океанических островов указывает на принадлежность их к геодинамической обстановке переходного типа «океан-континент». Что же касается Южного сегмента хр. Гаккеля в зоне перехода Евразийского бассейна в Лаптевоморский шельф, то повышенные значения отношений Zr/Y,Nb/Y, а также спектры распределения РЗЭ в базальтах GRD свидетельствуют о существенном вкладе в их состав обогащенных источников, а также материала континентальной коры, указывая тем самым, на формирование этого сегмента хр. Гаккеля на континентальном фундаменте.

Таким образом, результаты геохимической реконструкции геодинамических обстановок формирования позднемезозойских терригенных пород Евразийского бассейна и кайнозойских базальтов хр. Гаккеля свидетельствуют о принадлежности их к единой эпиконтинентальной рифтовой структуре. Это противоречит гипотезе их плейттектонического спрединга и, как следствие, традиционным представлениям идентичности хр. Гаккеля срединно-океаническому хр. Центрально-Атлантического бассейна.

Положение хр. Гаккеля в зоне перехода Евразийского бассейна в Лаптевоморский шельф по батиметрическим и геофизическим данным. Отличительными особенностями этой зоны, как известно, являются, во-первых, погружение хр. Гаккеля к югу от 78° с.ш. под осадочный чехол Евразийского бассейна, а, во-вторых, постепенное увеличение мощности последнего (до 10 км) на шельфе моря Лаптевых. При этом, если данные анализа распределения пластовых скоростей в различных морфоструктурах этих бассейнов [Арктические…, 2018] указывают на непрерывную пролонгацию сплошного одновозрастного (K₂-KZ) осадочного чехла вплоть до Предверхоянского краевого прогиба, то вопрос о возможном продолжении хр. Гаккеля на юг под кайнозойский осадочный чехол и его сочленении с системой грабенов Лаптевоморского шельфа (в частности, с Омолойским грабеном [Грамберг и др., 1990]) остается, до сих пор, открытым.

Выполненная авторами интерпретация батиметрической карты м-ба 1:2 500 000 (рис. 4а) и серии сейсмических и батиметрических профилей (рис. 4б) в зоне перехода Евразийского бассейна в Лаптевоморский шельф, позволили установить унаследованность рельефом осадочного чехла положения днища котловины и краевых поднятий хр. Гаккеля в акустическом фундаменте (рис. 4в) и на этой основе проследить под кайнозойским осадочным чехлом непрерывное погружение оси рифтовой долины хр. Гаккеля до 150° в.д. (рис. 4б). При этом по мере прослеживания хребта на юг, в его строении фиксируются расширение рифтовой долины с уменьшением глубины днища котловины и соответственно уровней превышения краевых поднятий (рис. 4в).

Зона перехода хр. Гаккеля в Омолойский грабен шельфа моря Лаптевых затушевана пологими склоновыми неотектоническими смещениями бровки граничного южного замыкания Евразийского бассейна. Тем не менее, этот переход отчетливо фиксируется на гравиметрической карте (пониженные значения Δg(от –16 до 40 мГал) в осевой зоне Евразийского бассейна и до 60 мГал - на его границах) (рис. 4г) и на карте залегания кровли кристаллического фундамента (площадные зоны пониженных значений поля до –30 мГал) (рис. 4д).

Обобщение результатов интерпретации батиметрических и геофизических данных, с учетом геодинамической реконструкции эпиконтинентальной геодинамической обстановки формирования Евразийского бассейна и хр. Гаккеля, позволили построить морфоструктурную схему их положения в СЛО (рис. 5).

Ключевая особенность этой схемы в том, что с учетом перечисленных выше критериев эпиконтинентальной природы Евразийского бассейна, принятое ранее определение его южного замыкания как «подводного континентального склона» неправомерно и должно квалифицироваться как подводный уступ континентального шельфа, отделяющий глубоководную подводную окраину континента. Вместе с тем, схема демонстрирует непрерывность всех сегментов хр. Гаккеля в системе: континентальный шельф - подводный уступ континентального шельфа - глубоководная подводная окраина Евразийского бассейна, свидетельствуя тем самым о принадлежности хр. Гаккеля к подводным хребтам Арктического бассейна.

Модель формирования Евразийского бассейна и хр. Гаккеля. Результаты петрохимической типизации и геохимической реконструкции геодинамических обстановок формирования позднемезозойских терригенных толщ Арктического бассейна и кайнозойских базальтов Атлантико-Арктической рифтогенной системы позволяют предложить нижеследующую модель формирования эпиконтинентальной рифтогенной системы Евразийский бассейн - подводный хр. Гаккеля (рис. 6). При создании модели учтены данные: по строению, составу и эволюции домезозойского фундамента Циркумполярной Арктики [Кременецкий и др., 2020]; по присутствию юрско-меловых горизонтов в сейсмостратиграфических разрезах осадочного чехла котловин Нансена-Амундсена и Лаптевоморского шельфа [Арктические…, 2018; Рекант и Гусев, 2012; Шипилов и др., 2020], а также наличию протяженных амагматических сегментов в Центральном сегменте хр. Гаккеля и сопряженных с ним грабеновых структур в Лаптевоморском шельфе, с пролонгацией последних на материковую окраину [Грамберг и др., 1990].

I этап, домезозойский. Формирование сплошного сиалического докембрийского фундамента Циркумполярной Арктики однородного по составу, но резко дифференцированного по мощности (40–50 км - в мегакратонах: Восточно-Европейско - Гренланско-Канадском и Сибирско - Колымо-Омолонско - Северо-Аляскинском и 10–15 км - в разделяющей их Трансарктической субширотной депрессии (Западно-Сибирско - Гиперборейской) (рис. 6А).

II этап, позднемезозойский. Субширотное растяжение литосферы и домезозойского континентального фундамента Трансарктической депрессии с зарождением Центрально-Арктической субмеридиональной рифтогенной системы. В этот период происходило заложение единого Евразийско-Лаптевоморского позднемелового морского бассейна, синхронное с формированием мезозойского плитного чехла Циркумполярной Арктики [Кременецкий и Веремеева, 2021] на субмеридиональных поднятиях, ограничивающих Евразийский бассейн (на западе - Шпицберген - ЗФИ - Северная Земля - Таймыр - Сибирская платформа; на востоке - хр. Ломоносова - Де-Лонга –Новосибирские острова) и в тектонических прогибах (на западе - Баренцево-Карско - Западно-Сибирском; на востоке - Макарова - Подводников - Северо-Чукотском) (рис. 6Б).

III этап, кайнозойский. Тектоно-магматическая активизация (рассеянный спрединг) субмеридионального позднемелового бассейна с формированием магнитоактивных источников в континентальном фундаменте Евразийского бассейна. Формирование вулканического хр. Гаккеля сопровождалось возможным частичным разрывом сплошности растянутой и утоненной континентальной коры в районе его Западного и Восточного сегментов и без разрыва ее сплошности - в районе Южного сегмента хр. Гаккеля, фиксируемое отсутствием регулярных полосовых магнитных аномалий в зоне перехода Евразийского бассейна в Лаптевоморский шельф (рис. 6В). Формирование рифтовой долины хр. Гаккеля связано с неотектонической фазой спрединга.

Факторы принадлежности хр. Гаккеля к подводным хребтам континентальной окраины Арктического бассейна. Суммируя изложенные выше результаты изучения позднемезозой-кайнозойского осадочного чехла Евразийского бассейна и кайнозойских базальтов хр. Гаккеля можно наметить следующие факторы, обосновывающие принадлежность хр. Гаккеля к эпиконтинентальным подводным хребтам Арктического бассейна:

1. Субмеридиональная рифтогенная система Евразийский бассейн - хр. Гаккеля локализована в Трансарктической субширотной депрессии на сильно утоненном (10–15 км) домезозойском континентальном фундаменте (рис. 6А).

2. Формирование позднемезозойских морских терригенных горизонтов в Евразийском бассейне с максимальной мощностью (до 7 км) меловых отложений в котловине бассейна Амундсена, прилегающей к хр. Гаккеля [Шипилов и др., 2020], обусловлено субширотным растяжением (рассеянным спредингом) утоненного континентального фундамента и синхронно с формированием Баренцево-Карского и Амеразийского мезозойских бассейнов [Кременецкий и Веремеева, 2021] (рис. 6Б). Отличие в вещественном составе последних (по содержанию SiO₂) (рис. 2б) обусловлено разными эрозионными уровнями их источников сноса: палеозойский чехол Восточно-Европейской платформы - для Баренцево-Карского и Евразийского бассейнов и докембрийский фундамент Северо-Американской платформы - для Амеразийского бассейна.

3. Тектоно-магматическая активизация субширотного растяжения (рассеянного спрединга) утоненного континентального фундамента сопровождалась образованием трещинных субмеридиональных магнитоактивных источников, фиксируемых регулярными полосовыми магнитными аномалиями в позднемезозой-кайнозойском осадочном чехле Западного и Восточного сегментов Евразийского бассейна (с возрастом магнитных изохрон 3,5–53 млн лет) и их выклиниванием, вплоть до полного отсутствия, в Южном сегменте бассейна (рис. 6В).

4. Рифтовая ось хр. Гаккеля в Евразийском бассейне формировалась синхронно с накоплением позднемезозой-кайнозойского осадочного чехла (рис. 5в) и, как было отмечено выше, по морфоструктурным и геофизическим данным, подразделяется на 4 сегмента: Западный вулканический (ЗВС, 7° з.д., 3° в.д.) протяженностью 220 км, Центральный амагматический (ЦАС, 3° в.д., 30° в.д.) протяженностью 300 км, Восточный вулканический (ВВС, 30° в.д., 90° в.д.) протяженностью 500 км и Южный частично вулканический (ЮВС, 90° в.д., 130° в.д.), протяженностью 600 км. Максимальная толщина коры вдоль осевой зоны хребта фиксируется в районе ЗВС и ВВС-ЮВС до 4,9 км и 3,5 км соответственно, минимальная - в районе ЦАС - до 2,5 км. Рифтовая долина (шириной до 12–15 км) отчетливо прослеживается на всем протяжении хребта, при этом в его Южном сегменте, в районе 120° в.д., фиксируется крупнейший вулканический центр (GRD), после которого рифтовая долина хр. Гаккеля на юге переходит в грабен глубиной в несколько сотен метров [Пискарев и др., 2018], граничащий с Омолойским грабеном шельфа моря Лаптевых [Грамберг и др., 1990].

5. Петрохимическая типизация базальтов вулканических сегментов хр. Гаккеля и геохимическая реконструкция геодинамических обстановок их формирования свидетельствует о несоответствии их составам базальтов N-MORB океанических хребтов Центральной и Северной Атлантики. Составы базальтов Западного и Восточного сегментов хр. Гаккеля близки к составам базальтов океанических плато и океанических островов, формирование которых связано с плавлением верхней деплетированной мантии и обогащенного глубинного источника близкого по составу к OIB (обстановка переходного типа «океан-континент»). Состав базальтов Южного сегмента (GRD) близок к составу внутриплитных базальтов с вкладом обогащенных источников и материала континентальной коры.

6. Интерпретация батиметрических и геофизических карт и профилей области перехода Евразийского бассейна в Лаптевоморский шельф позволила наметить унаследованность рельефом осадочного чехла положения днища котловины и краевых поднятий хр. Гаккеля в акустическом фундаменте, а также проследить погружение оси рифтовой долины хр. Гаккеля под осадочный чехол до южной границы Евразийского бассейна (78° с.ш.) с возможной пролонгацией рифтовой долины в Омолойский грабен Лаптевоморского шельфа и Предверхоянский краевой прогиб (рис. 4). Фиксируется непрерывность всех сегментов хр. Гаккеля в системе: континентальный шельф - подводный уступ континентального шельфа - глубоководная подводная окраина Евразийского бассейна (рис. 5).

Выводы

Формирование позднемезозой-кайнозойского осадочного чехла Евразийского бассейна и кайнозойских базальтов хр. Гаккеля на изначально сильно утоненном (до 10–15 км) континентальном фундаменте, непрерывность перехода рифтовой долины хр. Гаккеля на шельф и материковую окраину Сибирского континента, отличие состава базальтов всех сегментов хр. Гаккеля от N-MORB базальтов океанических хребтов, а также отсутствие зон субдукции и трансформных разломов, ультрамедленная скорость спрединга (6–13 мм/год), наличие протяженных (до 300 км) амагматических сегментов и большая (до 5–7 км) мощность осадочного чехла Евразийского бассейна, свидетельствуют в пользу известных представлений [Арктические…, 2018; Грамберг и др., 1990; Кременецкий и др., 2020; Шипилов и др., 2020] об эпиконтинентальной рифтовой природе Евразийского бассейна и хр. Гаккеля. Это, а также непрерывность всех сегментов хр. Гаккеля в системе: континентальный шельф - подводный уступ континентального шельфа – глубоководная подводная окраина Евразийского бассейна, свидетельствуют о принадлежности хр. Гаккеля к подводным хребтам континентального фундамента Арктического бассейна.

Авторы выражают благодарность И.Г. Спиридонову, Л.И. Веремеевой, А.В. Гущину, А.В. Прокопьеву, Е.Д. Мильштейн, Е.А. Гусеву, А.К. Алексеевой, С.С. Шевченко, В.Ю. Татаринову, П.Н. Граменицкой, М.А. Ветриной и А.Ф. Кирьякову за постоянное творческое содействие выполнения этого исследования.

ЛИТЕРАТУРА

Арктические шельфы и Северный Ледовитый океан / Ред. В.И. Гинцбург / Сборник научных статей. - СПб: Изд-во ВСЕГЕИ. 2018. - 336 с.

Геология и полезные ископаемые России. В шести томах. Т. 5. Арктические моря / ред. И.С. Грамберг, В.Л. Иванов, Ю.Е. Погребицкий. СПб: Изд-во ВСЕГЕИ. 2004. 468 с.

Грамберг И.С., Деменицкая Р.М., Секретов С.Б. Система рифтогенных грабенов шельфа моря Лаптевых как недостающего звена рифтового пояса хребта Гаккеля - Момского рифта // Докл. АН СССР. 1990. Т. 311. № 3. С. 689-694.

Карасик A.M. Магнитные аномалии хребта Гаккеля и происхождение хребта Гаккеля Северного Ледовитого океана // Геофизические методы разведки в Арктике. Л.: НИИГА. 1968. Вып. 5. С. 9-12.

Кременецкий А.А., Веремеева Л.И. Мезозойский плитный чехол Циркумполярной Арктики: строение, состав, условия формирования, непрерывность // Разведка и охрана недр. 2021. № 10. С. 20-32.

Кременецкий А.А., Пилицын А.Г., Веремеева Л.И. и др. Эволюция фундамента, рифтогенез и нефтегазоносность Циркумполярной Арктики // Региональная геология и металлогения. 2020. № 83. С. 14-32.

Морозов А.Ф., Петров О.В., Шокальский С.П., Кашубин С.Н., Кременецкий А.А., Шкатов М.Ю., Каминский В.Д., Гусев Е.А., Грикуров Г.Э., Рекант П.В., Шевченко С.С., Сергеев С.А., Шатов В.В. Новые геологические данные, обосновывающие континентальную природу области Центрально-Арктических поднятий // Региональная геология и металлогения. 2013. № 53. С. 34-55.

Пискарев А.Л., Аветисов Г.П., Киреев А.А. и др. Строение зоны перехода шельф моря Лаптевых - Евразийский бассейн (Северный Ледовитый океан) // Геотектоника. 2018. № 6. С. 3–24.

Рекант П.В., Кабаньков В.Я., Андреева И.А. и др. Геологическое опробование коренных пород хребта Ломоносова как ключ к пониманию его геологической природы // Региональная геология. 2018. № 75. С. 5-22.

Рекант П.В., Гусев Е.А. Сейсмогеологическая модель строения осадочного чехла прилаптевоморской части хребта Ломоносова и прилегающих глубоководных котловин Амундсена и Подводников // Геология и геофизика. 2012. Т. 53. № 11. C. 1497–1512.

Трухалев А.И., Шулятин О.Г. Геология Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана - свидетельство в пользу концепции расширяющейся Земли // 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов (под ред. В.Д. Каминского, Г.П. Аветисова, В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. C. 56-73.

Шипилов Э.В., Лобковский Л.И., Кириллова Т.А. О тектоно-геодинамических взаимоотношениях Евразийского бассейна и хребта Ломоносова с континентальной окраиной Сибири по новым сейсмическим данным // Арктика: экология и экономика. 2020. №4 (40). С. 34–42.

Condie K.C. High field strength element ratios in Archean basalts: a window to evolving sources of mantle plumes? // Lithos. 2005. V. 79. pp. 491–504.

Jokat W., O’Connor J., Hauff F., Koppers A.A.P., Miggins D.P. Ultraslow spreading and volcanism at the eastern end of Gakkel Ridge, Arctic Ocean // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2020. doi:10.1029/2019GC008297

Lehnert К., Su Y., Langmuir C. еt al. A global geochemical database structure for rocks // Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 2000. № 1. doi: 10.1029/1999GC000026.

Pearce J.A. Statistical analyses of major element patterns in basalts // Journ. Petrol. 1976. V. 17. № 1. рp.15–43.

Saunders A.D., Norry M.J., Tarney J. Origin of MORB and Chemically-Depleted Mantle Reservoirs: Trace Element Constraints // Journ. Petrol., Special Lithosphere Issue. 1988. pp. 415–445.

Snow J.E., Hellebrand E, von der Handt A., Nauret F., Gao Y., Schenke W.H. Oblique nonvolcanic seafloor spreading in Lena Trough, Arctic Ocean // Geochemistry, Geophysics, Geosystems 2011. Vol. 12. Is. 10. doi: 10.1029/2011GC003768

Wood D.A. The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic preovince // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V. 50. рр. 11–30.

¹Kremenetskiy A.A., ²Glumov I.F., ^1,3Vetrin V.R., ¹Pilitsyn A.G., ¹Polyakova T.N.

EPICONTINENTAL NATURE OF THE EURASIAN BASIN AND THE GAKKEL RIDGE IN THE ARCTIC BASIN: GEOLOGICAL, GEOCHEMICAL AND MORPHOSTRUCTURAL EVIDENCES

1 - FGBI «IMGRE»

2 - OOO «MORGEONATS»

3 - GI KSC RAS 

The authors substantiate the epicontinental nature of the Eurasian Basin and the Gakkel Ridge on the basis of data from a comparative study of the rock chemistries and geochemically reconstruced geodynamic formative settings of Late Mesozoic terrigenous rocks underlying the Barents-Kara and Amerasian basins, as well as Cenozoic basalts of the Central and North Atlantic basins. A morphostructural diagram of the continuious transition of the Gakkel Ridge into the shelf and continental margin of Siberia has been compiled. A model for the evolution of the Central Arctic Rift System has been developed. The authors classify the Gakkel Ridge as one of the underwater Arctic Basin ridges.

Keywords: geochemistry, bathymetry, terrigenous rocks, basalts, continental margin, submarine ridge, Eurasian Basin, Gakkel Ridge, Arctic Ocean.