Министерство науки и высшего образования Российской федерации
Санкт-Петербургский государственный университетНаправление: Науки о Земле
РЕФЕРАТ
по дисциплине «Современные проблемы геологии»
Тема: « Проблема формирования Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана»
Аспирант: Санчес Родригес С. Х. Образовательная программа: «Геология»
Автор: аспирант
(дата)
Научный руководитель
/ Санчес Родригес С.Х.
/
14.12.2021
(подпись)
/ Меркурьев С.А, к.г.-м.н. /
14.12.2021
(дата)
(Ф.И.О.)
(подпись)
(Ф.И.О., степень, звание)
Рецензент: «ЗАЧЁТ»
/ Худолей А.К, д.г.-м.н. доцент /
(дата)
(подпись)
Санкт-Петербург
2021 год
(Ф.И.О., степень, звание)
ОГЛАВЛЕНИЕ
ВВЕДЕНИЕ ..............................................................................................................................3
1.
Проблема формирования Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана ..........4
1.1.Рельеф дна Арктического бассейна .......................................................................................4
1.2. Систематические батиметрические исследования ..............................................................5
2. Хребет Гаккеля .......................................................................................................................7
2.1.Магнитометрические исследования ......................................................................................9
2.2.Геоисторический анализ АМП Евразийского бассейна ......................................................9
2.3.Сейсмометрические исследования ......................................................................................12
2.4.Гравиметрические исследования .........................................................................................15
ЗАКЛЮЧЕНИЕ......................................................................................................................17
Список литературы ................................................................................................................18
ВВЕДЕНИЕ
Хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане является самой медленно распространяющейся частью мирового океана, системой срединно-океанических хребтов. Общая скорость укрытия составляет от 12,7 мм / год в районе Гренландии до 6,0 мм / год, где гребень
исчезает под полкой Лаптевых. Полосовая батиметрия и гравиметрические данные для
участка хребта Гаккеля длиной 850 км от 5 ° до 97 ° в.д. были получены с подводной лодки
США USS Hawkbill. Ось хребта очень глубокая, обычно 4700–5300 м, в пределах хорошо
развитой рифтовой долины. Рельеф преимущественно тектонический по происхождению,
характеризуется линейными рифто-параллельными хребтами и разломными прогибами с
рельефом до 2 км.
Свидетельства экструзивной вулканической активности ограничены в определенным местах. К востоку от 32 ° в.д. отдельные дискретные вулканы наблюдаются с интервалами 25–95 км по оси. Обильный мелкомасштабный вулканизм, характерный для Срединно-Атлантического хребта (САХ), отсутствует. Похоже, что количество образовавшегося расплава недостаточно для поддержания непрерывной оси магматического распространения. Вместо этого магма извергается на морское дно в ряде отдельных мест, где многочисленные извержения привели к образованию центральных вулканов и покрыли прилегающие районы потоками лавы с низким рельефом. Между 5 ° и 32 ° в.д. почти не наблюдается вулканической активности, за исключением около 19 ° в.д. Ось хребта быстро смещается на 1500 м на участке шириной 30 км на 19 ° в.д., что совпадает с отмелем высоко
стоящей перпендикулярной оси батиметрической высоты.
Данные батиметрии и бокового сканирования показывают наличие множества мелких вулканических образований и фронтов течения в осевой долине на верхних частях высоты 19 ° в.д. вдоль оси. Гравиметрические данные предполагают утолщение земной коры
до 3 км под хребтом, перпендикулярным оси 19 ° в.д. Магматический центр 19 ° в.д. может
быть результатом взаимодействия хребта с пассивно внедренной мантийной неоднородностью. Вдали от 19 ° в.д. кора кажется тонкой и неоднородной и может состоять из базальта
непосредственно над перидотитом. Ось хребта непрерывна, без смещений преобразования.
Однако участки хребта имеют четко различающиеся линейные направления.
Изменения тренда хребта на 32 ° в.д. и 63 ° в.д. связаны с набором батиметрических
характеристик, которые очень похожи друг на друга, и с комплексами внутренних / внешних углов, наблюдаемых на САХ, включая возвышающиеся хребты "внутреннего угла",
сила тяжести которых показывает, что они имеют тектоническое, а не магматическое происхождение.
3
1. Проблема формирования Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана
Долгое время специфические климатические условия в Северно Ледовитом океане
ограничивали масштабные геофизические исследования, и этот район оставался белым пятном на карте Земли. Накопленный на сегодняшний день огромный объем геолого-геофизических данных, полученных в этом регионе, стали основой для использования в многоцелевых фундаментальных научных и прикладных исследованиях. До недавнего времени исключением был Арктический бассейн Северного Ледовитого океана.
Евразийский бассейн считается классическим океаническим бассейном, он занимает
центральную часть Северного Ледовитого океана, располагается между бровкой шельфа
Евразии и хребтом Ломоносова. Евразийский бассейн имеет протяженность порядка 2000
км и ширину, достигающую 900 км. На западе его тектонической границей служит Шпицбергенский трансформный разлом (разлом De Geer), на востоке — хребет Ломоносова и
Лаптевоморская континентальная окраина. [26].
Рис. 1. Батиметрическая карта Евразийского бассейна, оказывающая расположение
хребта Гаккеля и следы круизов корабля USS Hawkbill. Батиметрические данные взяты из базы
данных Международной батиметрической карты Арктики (IBCAO) [Jakobsson et al., 2000]. На
врезке показано расположение хребта Гаккеля в пределах всего Северного Ледовитого океана.
Евразийский бассейн представляет собой систему абиссальных равнин, котловин
Нансена и Амундсена, срединно-океанического хребта Гаккеля. Евразийский бассейн по
линии «континент — океан» граничит с пассивными окраинами — Баренцево-Карской,
Амеразийской и Лаптевоморской рифтовой [12]. Абиссальные равнины дна Евразийского
бассейна занимают самое низкое в Северном Ледовитом океане батиметрическое положение и характеризуются уклонами дна менее 0,1°. Хребет Гаккеля разделяет бассейн на две
котловины — Амундсена, прилегающую к хребту Ломоносова, и Нансена, окаймляющую
Евразийский шельф.
1.1.
Рельеф дна Арктического бассейна
Ранние батиметрические исследования
До середины прошлого века освоение арктических глубоководных бассейнов носило
эпизодический характер и, по оценкам специалистов, только по 11 глубинам, измеренным
4
Ф. Нансеном на шхуне «Фрам», рельеф бассейна был представлен в виде одиночной глубоководной вспадины (Рис .2).
Рис. 2. Батиметрическая карта Арктического бассейна [Гаккель, 1957]
Начало новому этапу освоения Арктического бассейна положили в конце 1940-х годов
высокоширотные советские воздушные экспедиции под руководством Ю.Я. Гаккеля, а в
1956 г. этими экспедициями было измерено более 400 глубин. С 1954 г., благодаря работе
советских полярников на дрейфующих станциях, батиметрическая база данных бассейна
значительно увеличилась. По результатам исследований советских полярников, хребет Ломоносова был открыт с минимальной глубиной 1005 м, а данные батиметрических карт
были опубликованы в последний раз, в 1960 году, что в корне изменило представление о
рельефе дна бассейна. [19,23].
1.2.
Систематические батиметрические исследования
К 1960 г. отечественные и зарубежные экспедиции, по разным оценкам, измерили от
7000 до 20 000 глубин, расположенных крайне неравномерно по всему Арктическому бассейну [16]. На тот момент это был достаточно большой объем батиметрических данных,
который позволил определить основные географические особенности, их границы, наиболее общие характеристики морфологии и некоторые морфометрические характеристики
форм. Установлено, что по рельефу Арктический бассейн делится хребтом Ломоносова на
Евразийский и Амеразийский бассейны. Океанический хребет (хребет Гаккель), в свою очередь, разделяет Евразийский бассейн на абиссальные бассейны Нансена и Амундсена. В
рельефе, этот хребет прослеживается от Лаптевоморской континентальной окраины (начиная с трога Садко на континентальном склоне) в направлении пролива между о. Гренландия
и архипелагом Шпицберген, где и соединяется с системой срединно-океанических хребтов
Норвежско-Гренландского бассейна. Результаты картирования показали, что бровка
шельфа непрерывна по простиранию всего бассейна, в то время как хребты и поднятия расположены почти перпендикулярно окраинам континентов и, следовательно, бровке (Рис .
3). [26]
5
Рис. 3. Фрагмент карты рельефа дна Арктического бассейна [Heezen, Tharp, 1971]
Широкомасштабные систематические исследования Арктического бассейна проводились посредством отечественной гидрографией на протяжении более 35 лет, начиная с 1961
г. Съемка рельефа дна проводилась авиадесантным способом, с дрейфующих льдов, подводных и надводных судов. За период исследований практически вся акватория Арктического бассейна (более 80% площади) обследована высокоточным систематическим промером. По результатам исследований бассейна отечественной гидрографией было открыто и
закартографировано много новых, неизвестных ранее форм рельефа, а также уточнены границы хребтов, поднятий, подводных гор и других форм разного порядка.[26]
6
Рис. 4 Карта основных структур Евразийского бассейна
2. Хребет Гаккеля
С геоморфологической точки зрения хребет Гаккеля представляет собой вытянутое
линейное поднятие со сложным расчлененным рельефом. На всем протяжении (1 800 км)
хребет окружен абиссальными равнинами, но в части, прилегающей к лаптевому морю,
часть хребта находится в контакте с поднятием (рис. 5). К востоку от 70° в.д. видна структура хребта. Со стороны котловины Нансена он заметно сужается, а абиссальная равнина
почти соприкасается с рифтовой долиной, а со стороны котловины Амундсена в рельефе
хребта отчетливо прослеживается широкое плато, осложненное горами и хребтами, возвышающееся над абиссальной равниной на 200-400 м.
Характеристики рельефа рифтовой долины, ее глубина и другие особенности непостоянны и испытывают последовательные изменения в четырех блоках хребта, чередующихся по ходу движения. Ширина зоны хребта, выраженная в рельефе, составляет не более
200 км, глубина в рифтовой долине колеблется в пределах 5000-5200 м в части у моря Лаптевых до 4300 м в центральной части и до 4500-5000 м в прилаптевоморской части (25; 24).
Хребет Гаккеля имеет самую медленную скорость разрастания в мировой системе
срединноокеанических хребтов. Общая скорость спрединга варьируется от 12,8 мм/год
вблизи Гренландии, до 6,5 мм/год вблизи сибирской континентальной окраины [3].
7
Рис. 5. Трехмерное изображение хребта Гаккеля (модель IBCAO версии 3.0)
Подробные батиметрические и гравитационные данные были получены в ходе подводной съемки хребта Гаккеля, проведенной подводной лодки американских военно-морских сил Hawkbill [4]. Съемка проводилась на полосе протяженностью около 850 км от 5º
до 97º в.д. В целом осевая рифтовая долина имеет хорошо выраженный рельеф и находится
на глубинах 4,700-5,300 м. Было обнаружено, что строение различных сегментов рифтовой
долины отличается друг от друга в многосегментной структуре хребта Гаккеля.
Между 5º и 63º в.д., где расчетная скорость спрединга составляет 10,5-12 мм / год,
хребет Гаккеля, на первый взгляд, кажется очень похож на хорошо изученный СрединноАтлантический хребет, однако скорость спрединга в нем в 2-4 раза больше. Здесь рифтовая
долина имеет ширину 15-20 км и глубину 1-2 км, на флангах долина ограничена возвышениями, отделенными от нее разломами. Сейсмические исследования, проведенные в непосредственной близости от места проведения работ, показали, что толщина земной коры под
хребтом Гаккеля составляет всего 2—3 км.
Вулканическая активность значительно ниже, чем в осевой части Срединно-Атлантического хребта. Вулканы расположены нерегулярно, с интервалами 25-95 км в зонах
хребта между 32º и 63º в.д. и к востоку от 80º в.д. Крупный вулкан на 69º в.д. является
единственным вулканом на 175-километровом участке хребта между 63º в.д. и 80º в.д. Простирание оси хребта отстоет на этом участке на большие углы от общего направления спрединга.
Общее направление спрединга в этом районе проходит вдоль меридиана 140ºE, что
составляет 25-40º от перпендикуляра к направлению распространения. В заполненных отложениями рифтовых долинах в этом районе были зафиксированы большие площади лавовых потоков и как следствие ограниченного количества магматического материала, поднимающегося из глубин, из-за медленного спрединга, вулканические сооружения образуются редко.
8
2.1. Магнитометрические исследования
Аэромагнитные исследования (Карасик)
Общие характеристики структуры и эволюции Евразийского бассейна были установлены после анализа аномального магнитного поля ученым-геофизиком А.М. Карасиком
[21, 22]. Формирование дна Евразийского бассейна происходило в несколько этапов на
фоне инверсий геомагнитного поля, начиная с позднего палеоцена-раннего эоцена и до
наших дней. Взаимное движение литосферных плит в Северо-Атлантическом и прилегающих арктических бассейнах оказало значительное влияние на характер раскрытия бассейнов.
Рис. 6. [ДАН_1973_ Аномальное магнитное поле Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана_Карасик]
2.2.Геоисторический анализ АМП Евразийского бассейна
Для изучения геоисторического анализа тектоники Евразийского бассейна была создана новая сводная цифровая карта участков АМП Евразийского бассейна [8]. Анализ этой
карты, выполненный при помощи оригинального программного обеспечения, разработанного С.А. Меркурьевым (в 1991г.), включал: построение модели магнитоактивного слоя,
расчет модельного поля и его сравнение с наблюдаемым полем, выделение магнитных изохрон и их оцифровку, расчет угловых и линейных скоростей раскрытия бассейна, расчет
полюсов вращения и линий дрейфа Северо-Американской и Евразийской плит [17].
Работы по трассировке и определении возраста ЛМА начались с западной части
Евразийского бассейна по двум причинам. Во-первых, благодаря исследованиям американских геофизиков [2], было обнаружено, что эта часть бассейна покрыта самой густой сетью
магнитных профилей. Российских аэромагнитных данных здесь накоплено гораздо
меньше. После взаимной корреляции старых российских и зарубежных данных, проведенной с высокоточной американской информацией, достоверность и детальность карты АМП
западной части Евразийского бассейна оказалась выше, чем в центральной и восточной частях бассейна [20,7].
Во-вторых, сравнение карты магнитных изохрон, опубликованной зарубежными исследователями [1], с аналогичной картой, построенной независимо, подтвердило достоверность проведенной идентификации ЛМА. Обе карты в генеральном плане оказались аналогичными.
В результате проведенной идентификации в западной части Евразийского бассейна
были прослежены ключевые ЛМА кайнозойской последовательности, начиная с 24-й ЛМА.
Тем не менее к наиболее достоверным из них, найденным также и в восточной половине
9
бассейна, были отнесены лишь 2а, 5, 6, 13, 18, 20 и 24 ЛМА (рис. 7). При трассировке аномалий 21, 22 и 23 были встречены проблемы. Работа по их идентификации проводилась с
использованием более сложных моделей, учитывающих перескоки оси раскрытия.
Рис. 7. Положение линейных магнитных аномалий (магнитных хрон) [Glebovsky et al.,
2006]
Рис. 8 Вариации средней скорости спрединга в западной, центральной и восточной
частях Евразийского бассейна
Отслеживание магнитных аномалий в восточной части Евразийского бассейна затруднено. Основными причинами являются слабая изученность большей части глубоководных котловин Нансена и Амундсена, сопровождаемая низкой точностью геопривязки и близостью полюса открытия бассейна. При приближении к полюсу раскрытия, аномалии разного возраста сливаются и в условиях неустойчивого распространения ультрамедленного
спрединга, которые возникают особенно во время частых инверсий магнитного поля, могут
значительно отличаться по форме от аномалий, рассчитанных по упрощенным моделям.
Процесс расчета полюсов вращения и скоростей раскрытия Евразийского бассейна
носил итерационный характер. Последний полюс был выбран как тот, где лучше всего совпадали теоретически рассчитанная и эмпирически измеренная скорости распространения.
Линейные скорости распространения на разных этапах формирования Евразийского бассейна оценивались путем деления расстояния между сопряженными точками, расположенными на парных изохронах, на возраст этих изохрон (рис. 8).
10
От центра спрединга, вдоль линий дрейфа сопряженных точек, была измерена разность их удаления, расположенных на парных изохронах. Эта разность явилась общей оценкой степени асимметричности спрединга [10; 15]. Она была названа «генеральной асимметрией спрединга» и измерялась в километрах. Помимо этого, были измерены расстояния
между соседними изохронами по каждую сторону от оси хребта. Полученные величины
позволили оценить разницу в приросте коры в котловинах Нансена и Амундсена на отдельных этапах их формирования, данная разница была названа «стадийной асимметрией спрединга».
По данным магнитных, гравитационных и сейсмических исследований, проведенных в ходе различных российских экспедиций в 2011, 2012 и 2014 годах, была выявлена
обширная область мезозойского океанического фундамента. Результаты первых аэромагнитных исследований показали наличие в ней системы линейных магнитных аномалий, характерных для океанического дна. По мнению большинства исследователей, Евразийская
котловина возникла в кайнозое в результате разрастания океанического дна, обусловленного наращивания океанической коры в осевой зоне хребта Гаккеля [13,8]. С продолжением разрастания дна океана происходил континентальный рифтинг, который начался в
конце мелового периода и продолжался в палеоцене. В то же время хребет Ломоносова,
будучи ранее присоединенным к Евразийской плите, постепенно дрейфовал к северо-востоку, пока не занял свое современное положение. В то же время наблюдаются и описываются многочисленные факты, не относящиеся к истории формирования и развития Евразийского бассейна и хребта Ломоносова. Наблюдается асимметрия рельефа дна и основания
глубоководных бассейнов, отсутствует порядок в пространственном распределении и толщинах отдельных слоев осадочных пород, асимметричных и географически несогласных,
относительно простирания хребта Гаккеля положение градиентных зон гравитационных и
магнитных аномалий.[17]
Самой медленной частью глобальной системы срединно-океанических хребтов является хребет Гаккеля, он трассирует осевую зону бассейна, в связи с чем имеет отличительные черты, характерные для ультрамедленного раскрытия. Развитие Евразийского бассейна проходило в несколько стадий [27]. На первой из них, в течение эоцена между 55-56
и 33-34 млн. лет до н.э., скорость спрединга составляла 1,2 см/год. В самом начале олигоцена начался спрединг в проливе Фрама, а скорость спрединга вдоль хребта Гаккеля снизилась до 0,5 см/год (ультрамедленный спрединг). Вероятно, что современное образование
западного Евразийского бассейна вулканического внутриплитного поднятия на континентальной коре относится к позднему олигоцену, в процессе спрединга земная кора раскололась на две отдельных возвышенности — северную Моррис Джесуп, примыкающую к
хребту Ломоносова, и южную — плато Ермак, примыкающую к Шпицбергену. Эти поднятия имеют блоковое строение и ограничены крутыми уступами со стороны океанического
бассейна. В юго-восточной части хребта Гаккеля, к югу от 78° с. ш., спрединг прекратился
полностью, и хребет, начиная с позднего олигоцена, стало засыпать осадками.
В рельефе дна бассейна в основном выделяются разломы. Основные из них ограничивают осевую рифтовую долину и хребет Гаккеля. Они позволяют рассматривать хребет,
как крупную горбатую структуру в осевой части Евразийского бассейна. Разнообразие состава и структуры Евразийского бассейна отражено на картах аномалий потенциальных месторождений. Характер аномалий потенциальных полей в Евразийском бассейне позволяет
охарактеризовать состав и происхождение фундамента его различных структур. [17].
Аномальное магнитное поле бассейна (см. рис. 9 Б) представляет собой систему линейных магнитных аномалий, состоящих из чередующихся полос положительных и отрицательных значений магнитного поля, которые расположены в первом приближении, симметрично, относительно центральной аномалии, соответствующей осевой зоне срединноокеанического хребта. Чередование аномалий разных знаков обусловлено намагниченностью пород океанического фундамента в момент их формирования в соответствии с установленными периодами инверсий геомагнитного поля Земли. [8,1,9].
11
В гравитационном поле бассейна (см. рис. 9 А) также наблюдается общая симметрия
в чередовании аномалий гравитационного поля, расположенных по разные стороны хребта
Гаккеля. Конфигурация этих аномалий (или их цепочек) в осевой части хребта, а также в
зонах перехода от глубинной части бассейна к Евразийскому шельфу и хребту Ломоносова
остается практически неизменным.
Рис. 9 Схема районирования гравитационных аномалий в свободном воздухе (A) и
аномального магнитного поля (Б) Евразийского бассейна. Черным пунктиром показаны
контуры глубоководного бассейна, линиями — границы структур в Евразийском и Амеразийском бассейнах (см. текст)
2.3.Сейсмометрические исследования
Систематические данные о строении и составе хребта Гаккеля были получены в результате международной экспедиции AMORE в 2001г. на ледоколах Polarstern и Healy
[14,11]. В результате проведенных исследований были выделены и охарактеризованы три
крупных сегмента хребта Гаккель: западная вулканическая зона, зона слабого магматизма
и восточная вулканическая зона. В западных и восточных районах представлены стекловатыми свежими пиллоу-лавами базальтов.
12
Рис.10 Сейсмический разрез МОВ ОГТ по профилю 2014-07 (хребет Гаккеля)
Скорость спрединга на этих участках составляет примерно 14,0 мм / год. В центральной зоне преобладают перидотиты, встречаются диабазы, базальты отсутствуют. Здесь преобладает третий слой стандартной океанической коры. Протяженность морского дна здесь
очень слабая, и характер спрединга - амагматична.
Сейсмологические данные о механизмах землетрясений в хребте Гаккеля были проанализированы вместе с батиметрическими данными и данными о возможных полевых аномалиях [6]. Выяснилось, что хребет разделен на четыре региональных сегмента. Шпицбергенская трансформная система включает серию коротких сегментов хребта и трансформные сегменты.
Западная часть хребта Гаккеля имеет крутой рельеф и большие амплитуды магнитных аномалий, а к востоку от 63º в. д. хребет Гаккеля имеет более гладкий рельеф и низкие
амплитуды магнитных аномалий. На континентальном склоне моря Лаптевых сейсмичность указывает на то, что переход от надмедленного спрединга дна океана к активному
континентальному рифтингу происходит в широкой переходной зоне континент-океан (60
км).
13
Рис.11 Сейсмический разрез МОВ ОГТ по профилю 2014-05 (хребет Гаккеля, котловина Амундсена)
Впервые полное пересечение хребта Гаккеля сейсмическим профилем МОВ ОГТ
было выполнено вблизи 94º в. д. в 2014 г. На рис. 8 представлен отрезок профиля 2014-07,
охватывающий оба фланга хребта.
В первую очередь внимание на себя обращает асимметричное положение рифтовой
долины на хребте. Северный фланг хребта, считая от оси рифтовой долины, составляет более 100 км, а южный - около 40 км. Вторая особенность, не характерная для рифтовых долин
срединно-океанических хребтов, - наличие достаточно мощного осадочного чехла в рифтовой долине.
14
Рис. 12. Фрагмент глубинного сейсмического разреза МОВ ОГТ ДОП1501B
На профиле МОВ ОГТ (Рис. 11.) видно, что слои дочетвертичных осадочных пород
присутствуют в рифтовой долине в продолжении хребта Гаккеля, залегание которого равномерно нарушено разломами, а по краям рифтовой долины - поднятием, которые образовывали бахромчатые горсты высотой в несколько сотен метров. Очевидно, что формирование в этом месте континентального склона рифтовой долины следует отнести к последнему
этапу тектонической перестройки в регионе, на границе плейстоцена и четвертичного периода, около 2 млн. лет назад.
2.4. Гравиметрические исследования
Аномалии силы тяжести в свободной воде над хребтом Гаккеля от 5 ° до 75 ° в.д.,
основанные на данных, собранных на USS Hawkbill во время круизов SCICEX 1998 и 1999
годов Рис. 13. Аномалия свободной воды эквивалентна свободному воздуху за исключением того, что она учитывает гравитационное воздействие воды над местом измерения, а
также поправку на свободный воздух для расстояния от уровня моря, на котором производился измерение.[5]
Аномалии свободной воды напоминают версию морфологии с фильтром нижних частот Ось хребта связана с непрерывной большой отрицательной гравитационной аномалией. Местные максимумы силы тяжести наблюдаются на самых мелководных участках
прилегающих к рифтовым горам. Аномалии над рифтовой долиной обычно имеют максимальную амплитуду 85–150 мГал, что, как указали Coakley и Cochran [1998] примерно в
1,5–2 раза больше, чем в MAR. Поскольку в аномалиях силы тяжести в свободном воздухе
(или в нашем случае в свободной воде) преобладают гравитационные эффекты большого
контраста плотности на морском дне и, таким образом, они выглядят как версия морфологии с «фильтром нижних частот», стало обычным устранением гравитационных эффектов
на границе раздела земная корка и вода, чтобы выявить более тонкие вариации плотности,
замаскированные большими гравитационными эффектами рельефа морского дна. [18]
15
Рис. 13. Аномалии силы тяжести в свободной воде над хребтом Гаккеля на основе
данных, полученных во время круизов SCICEX 1998 и 1999 гг. Изолинии 10 мГал. Жирной
линией показано расположение оси хребта.
16
Заключение
Проведя анализ Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана следует сделать вывод, что подача магмы на чрезвычайно медленно распространяющийся хребет Гаккеля недостаточна для поддержания непрерывной вулканической оси.
Батиметрические свидетельства экструзивной вулканической активности ограничены определенными местами. Ось хребта обычно отмечена долиной, а не осевым вулканическим хребтом, как это обычно наблюдается на Срединно-Атлантическом хребте. Батиметрия фланговых хребтов в основном имеет тектоническое происхождение и характеризуется линейными батиметрическими хребтами, параллельными рифтам, и желобами, ограниченными разломами, с рельефом до 2 км на уступах разломов.
К востоку от 32 ° в.д. наблюдаются дискретные центральные вулканы с интервалами
25–95 км вдоль рифтовой долины, ча \сто расположенные вне оси в рифтовой долине или
на ее стенках. Обильный мелкомасштабный вулканизм, характерный для осевой долины
Срединно-Атлантического хребта не наблюдается, хотя потоки лавы из изолированных
вулканов покрывают большие площади дна осевой долины. Похоже, что расплав доставляется прямо на морское дно и извергается в ряде отдельных мест, где многочисленные извержения привели к образованию отдельных центральных вулканов и покрыли прилегающие районы потоками лавы с низким рельефом.
На основе анализа батиметрических и сейсмических данных было сделано предположение, что кора в этом районе состоит из базальта, непосредственно перекрывающего
перидотит. Гравиметрические данные предполагают, что до 1 км базальтовой коры с низкой
плотностью может присутствовать в частях оси и флангов хребта Гаккеля, но есть также
значительные области, где морское дно состоит в основном из перидотита.
17
Список литературы
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
11.
12.
13.
14.
15.
16.
17.
18.
19.
Brozena J. M., Childers V. A., Lawver L. A. et al. New aerogeophysical study of the Eurasia
Basin and Lomonosov Ridge: Implications for basin development // Geology. 2003. Vol. 31
(9). P. 825—828.
Brozena J. M., Childers V. A., Lawver L. A. et al. New Aerogeophysical Study of the Eurasia
Basin and Lomonosov Ridge: Implications for Basin Development // Eos. Trans. American
Geophysical Union. 2002. Vol. 83 (47). P. F-1266.
Cochran J. R. Seamount volcanism along the Gakkel Ridge, Arctic Ocean // Geophysical
Journal International. 2008.Vol. 174 (3). P. 1153—1173.
Cochran J. R., Kurras G. J., Edwards M. H., Coakley B. J. The Gakkel Ridge: bathymetry,
gravity anomalies, and crustal accretion at extremely slow spreading rates // Journal of Geophysics. 2003. Vol. 108. P. 2116—2137.
Dick, H. J. B., G. J. Kurras, J. Snow, W. Jokat, P. Michael, and C. Langmuir, Volcanic and
tectonic processes along the Gakkel Ridge: Morphologic interpretation of axial valley features and samples from the Arctic Mid-Ocean Ridge Expedition (AMORE) (Abst.), Eos
Trans. AGU, 82,F1098, 2001.
Engen O., Eldhom O., Bungum H. The Arctic Plate Boundary // Journal of Geophyiscal
Research. 2003. Vol. 108 (B2). P. 1—17.
Glebovsky V. Yu., Kovacs L. C., Maschenkov S. P., Brozena J. Joint compilation of Russian
and US navy aeromagnetic data in the Central Arctic Seas // Polarforshung. 1998. Vol. 68.
P. 35—40 (erschienen 2000).
Glebovsky V.Y. et al. Formation of the Eurasia Basin in the Arctic Ocean asinferred from
geohistorical analysis of the anomalous magnetic field //Geotectonics. 2006. V. 40(4). P.
21–42.
Grantz A., Pease V. L., Willard D. A. et al. Bedrock cores from 89° North: implications for
the geologic framework and Neogene paleooceanology of the Lomonosov Ridge and a tie to
the Barents shelf // Geological Society of America Bulletin. 2001. Vol. 113 (10). P. 1272—
1284.
Hayes D. E. Nature and implications of asymmetric sea-floor spreading — Different rates
for different plates // Geological Society of America Bulletin. 1976. Vol. 87. P. 994—1002.
Jokat W. Seismic investigations along the western sector of Alpha Ridge, central Arctic
Ocean // Geophysical Journal International. 2003. Vol. 152. P. 185—201.
Jokat W., Micksch U. Sedimentary structure of the Nansen and Amundsen basins, Arctic
Ocean // Geophysical Research Letters. 2004. Vol. 31. P. 1—4.
Kristoffersen. Y. The Eurasia Basin: an update from a decade of geoscientific research //
Polarforschung. 2000. V. 68. P. 11–18.
Michael P. J., Langmuir C. H., Dick H. J. B. et al. Magmatic and amagmatic seafloor generation at the ultraslow-spreading Gakkel Ridge, Arctic Ocean // Nature. 2003. Vol. 423
(26). P. 956—961
Müller R. D., Roest W. R. et al. Digital isochrons of the world’s ocean floor // Journal of
Geophysical Research. 1997. Vol. 102 (B2). P. 3211—3214.
Ostenso N. A. Geophysical investigations of the Arctic Ocean basin // Research Report.
University of Wisconsin. Geophysical and Polar Research Center. 1962. N. 4. 124 p.
Piskarev A. L. Geology of seas and oceans Proceedings of XXII International Conference
on Marine Geology. Moscow, November 20–24, 2017. Volume V. 191-195 pag.
Prince, R. A., and D. W. Forsyth, Horizontal extent of anomalously thin crust near the Vema
Fracture Zone from the three-dimensional analysis of gravity anomalies, J. Geophys. Res.,
93, 8051–8063, 1988
Гаккель Я. Я., Дибнер В. Д., Литвин М. В. Основные черты эндогенной геоморфологии и тектоники Атлантико-Арктической провинции Северного Ледовитого океана //
Тр. ААНИИ. 1968. Т. 285. С. 28—36.
18
20. Глебовский В. Ю., Зайончек А. В., Каминский В. Д., Мащенков С. П. Цифровые базы
данных и карты потенциальных полей Северного Ледовитого океана // Российская
Арктика: геологическая история, минерагения, геоэкология. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2002. С. 134—141.
21. Карасик А. М. Евразийский бассейн Северного Ледовитого океана с позиций тектоники плит // В кн.: Проблемы геологии полярных областей Земли. Л.: Ротапринт НИИГА, 1974.
22. Карасик А. М. Основные особенности истории развития и структуры дна Арктического бассейна по аэромагнитным данным // Морская геология, седиментология, осадочная петрография и геология океана. Л.: Недра, 1980. С. 178—193.
23. Киселев Ю. Г. Структура дна и эволюция геологического строения глубоководной части Северного Ледовитого океана // Геофизические методы исследования Мирового
океана. Л.: НИИ геологии Арктики, 1979. С. 5—13.
24. Нарышкин Г. Д. Орографическая карта Арктического бассейна [Карты] / отв. ред. И.
С. Грамберг, гл. ред. Масштаб 1 : 5 000 000. Хельсинки: Карттакескус, 1995.
25. Нарышкин Г. Д. Срединный хребет Евразийского бассейна Северного Ледовитого
океана. М.: Наука, 1987. 72 с.
26. Пискарев А. Л. Арктический бассейн (геология и морфология). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2016. — 291 с
27. Хаин В. Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир, 2001. С.
511—522.
19