Гайоты ЮЗ Пацифики: проблемы строения и истории формирования (два примера)

В.Л.ЛОМТЕВ, А.Я.ИЛЬЕВ, В.Э.КОНОНОВ,

К.Ф.СЕРГЕЕВ, М.Г.ГУРИНОВ

Гайоты ЮЗ Пацифики: проблемы строения и истории формирования

Впервые публикуются и обсуждаются временные разрезы НСП 10-го рейса НИС «Академик Александр Несмеянов» ДВО РАН через гайоты ТОИ (вершина) и Несмеянова (Магелланова горная цепь).Первый представляет собой затопленный атолл с неабрадированной вершиной диаметром 48 км, барьерным рифом и низкими, внут-рилагунными постройками (риф и лаво-шлаковый конус). Второй является экструзивным куполом в прозрачных бассейновых карбонатах верхнего мела-палеогена и абрадированной вулканической шапкой диаметром 10 км с небольшим постабразионным, лаво-шлаковым конусом на вершинном бенче и тонким плащом контрастной пиро-кластики на склонах и цоколях. На основание егоЮВ склона налегают коррелятные контрастные осадки вероятно неогена-плейстоцена мощностью 330м. Таким образом, эти гайоты кайнозойские, а в их генезисе доминирует экструзивная составляющая, а не эффузивная. На абиссальном ложе также обнаружено широкое газовое окно, которое фиксирует газовую залежь в мезокайнозойском осадочном чехле большой мощности (> 4 км).

Guyots of the SW Pacific: problems of the structure and history of formation (two examples). V.L.LOMTEV, A.Ya.IL'EV, V.E.KONONOV, C.F..SERGEEV, M.G.GURINOV (Institite of Marine Geology and Geophysics FEB RAS,Yuzhno-Sakhalinsk).

Time sections of continuous seismic profiling, carried out during the 10th cruise of r/v «Academik Aleksandr Nes-meyanov» FEB RAS across POI (top) and Nesmeyanov guyots (Magellan Seamount Chain) are published and discussed for the first time in this paper. POI guyot is a submerged atoll with a nonabraded top of ~ 48 km diameter, a barrier reef and low intralagoon forms (a reef and a lava-slaggy cone). Nesmeyanov guyot is an extrusive dome in transparent basin carbonates of the Upper Cretaceou-Paleogene with a volcanic cap of~10 km diameter, a small postabraded, lava-slaggy cone on the top bench and a thin apron of contrastpiroclastics on slopes and socles. Correlate contrast sediments of probably Neogen-Pleistocene of300m thickness overlap at the base of its SE slope. So these guyots are Cenozoic, and the extrusive component dominates over the effusive one in their genesis. A wide gas window is also found on the abyssal seafloor which fixes a gas field of the great thickness ( > 4 km) in Meso Cenozoic sedimentary cover.

Впервые представлены и обсуждаются фрагменты временных разрезов (профилей) 2 и 3 одноканального НСП МОВ (непрерывное сейсмопрофилирование методом отраженных волн на частотах 80-120 Гц при мощности электроискрового источника 12-17 кДж [2]). Они получены в 10-м рейсе НИС «Академик Александр Несмеянов» в 1986 г. на полигоне Н10-2 в Магеллановых горах Восточно-Марианской абиссальной котловины ЮЗ Пацифики (рис. 1-3). Сейсмопрофилирование проводилось сейсмиками ИМГиГ под руководством к.г.-м.н. В.В.Жигулева. Их результаты в виде мелкомасштабных интерпретированных глубинных разрезов НСП, совмещенных с наблюденными кривыми аномальных гравитационного и магнитного полей, представлены в [2]. Всего изучено четыре гайота высотой до 4-4,5 км с уплощенными вершинами на глубинах 1400-1500 м. Они увенчаны вулканическими шапками, частью абрадированными, а гайот ТОИ имеет и

ЛОМТЕВ Владимир Леонидович - кандидат геолого-минералогических наук, ИЛЬЕВ Александр Яковлевич -кандидат геолого-минералогических наук, КОНОНОВ Владимир Эрвинович - кандидат геолого-минералогиче-ских наук, СЕРГЕЕВ Константин Федорович - член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук, ГУРИНОВ Михаил Геннадьевич - аспирант (Институт морской геологии и геофизики ДВО РАН, Южно-Сахалинск).

Рис. 1. Фрагмент батикарты полигона Н10-2 в Магеллановых горах Восточно-Марианской котловины (ЮЗ Пацифика) с положением профилей НСП 2,3, отработанных 27-28.12.1988 г. в 10-м рейсе НИС «Академик Александр Несмеянов» ДВО РАН, и точками обсервации (кружки со временем справа [2]). Названия гайотов полигона по [8]: А - ТОИ, Б - Несмеянова (наст. статья), В - ТИГ, Г - Дальморгео (Дальморгеология по [4]), Д - Вулканолог

18.30 ВЛК

Рис. 2. Фрагменты временного разреза НСП МОВ № 2 через гайот Несмеянова с марками времени и вертикальным масштабом в секундах двойного пробега

карбонатную шапку. На трех гайотах также обнаружены постабразионные вулканические конусы. При определении генезиса этих и других гайотов Магеллановой цепи все исследователи обычно следуют за Г.УМенардом [5], считавшим их меловыми подводными вулканами. Обстоятельные обзоры геолого-геофизической изученности, включая глубоководное бурение, сделаны А.С.Сваричевским [9] и В.А.Рашидовым [8].

Стратиграфия осадочно-траппового разреза средней юры-плейстоцена Восточно-Марианской котловины, которую некоторые авторы разделяют Магеллановыми горами на котловины Пигафетта (Магеллана) к северу и Восточно-Марианскую (Марианскую) к югу от них [9, 13], известна по данным бурения б/с «Гломар Челленджер» (скв. 199 [8, 9]) и

Риф

2,0 с

2,0 с

3,0 с

3,0 с

Рис. 3. Фрагмент временного разреза НСП МОВ через вершину гайота ТОИ. БР - барьерный риф затопленного среднемиоценового атолла, ПК - паразитический (боковой) кратер на южном склоне постабразионного щитового вулкана. Стрелками в лагунном комплексе отмечены верхняя и нижняя пачки

«Джоидес Резольюшен» (скв. 800А-802А [13]). Между скважинами о литологии видимого разреза, включая гайоты, можно судить по его имиджу на профилях НСП или МОГТ [1, 2, 12]. Так, донеогеновые карбонаты акустически прозрачны в сравнении с перекрывающими их контрастными неогеновыми карбонатно-вулканогенными осадками, частью переотложенными.

Особо отметим детальное изучение комплексом методов нескольких соседних гайо-тов в 80-90-х годах прошлого века в связи с признаками их рудной и фосфатной минерализации [4, 6, 8]. Здесь были открыты постабразионные дайки и среднемиоценовые (15 ± 2 млн лет) вулканические конусы высотой до 650 м (гайот Дальморгео [4]), иногда с лавовыми потоками, выходящими даже на склоны. Вулканы сложены щелочными ба-зальтоидами (базаниты), туфами и туффитами с тонкими прослоями известняков. Судя по цвету (красноцветы) и пористой текстуре вулканитов, извержения происходили в мелководных, частью субаэральных условиях, т.е. близ уровня океана. На некоторых гайотах, имеющих карбонатные шапки, по данным драгирования установлено развитие барьерных рифов и карбонатных, песчано-илистых осадков [6, 8, 9].

Однако основанием для ревизии данных НСП по полигону Н10-2 стало открытие гря-зевулканов [1, с. 107-119], но, главное, мезокайнозойского (поздний мел-палеоген, частью ранний миоцен) пенеплена Пацифиды и смежных платформенных бассейнов позднего Тетиса [1, с. 131-144]. В Восточно-Марианской котловине их палеоберег с клиноформа-ми наращивания к югу пересечен профилем НСП ИМГиГ 114-118 близ стыка 16° с.ш. и

Таким образом, если бы Магеллановы гайоты возникли в мелу, то они вряд ли бы сохранились в эпоху продолжительной (~80 млн лет) пенепленизации. Особо отметим уникальность представленных данных НСП, поскольку впервые в морской геологии удается вполне надежно обосновать экструзивную природу и молодой постпенепленовый возраст гайотов, а также присутствие на их вершинах затопленных, неабрадированных атоллов.

Небольшой гайот (рис. 1, 2) с диаметрами вершины 10 км и основания 40 км, который располагается на одном основании с гайотом ТИГ, ограниченном изобатой 5000 м [8]. Вершинный бенч гайота имеет глубину около 1500 м, обычную для гайотов

159° в.д. [12, с. 5-20]

Гайот Несмеянова

Магеллановой горной цепи [8, 9]. На профиле 2 он слегка выпуклый с холмистым или грядовым (дайки?) микрорельефом близ ЮВ края и постабразионным вулканическим конусом высотой 200 м и диаметром основания 3,3 км (центральная часть бенча). Конус находится в стороне от профиля (вероятно, к С-СВ), поскольку не искажает рельеф дна и интенсивность отражений от него (боковое отражение).

Профиль СЗ пологого цоколя ступенчатый, шероховатый, что вместе с признаками де-формированности контрастного и маломощного (до 100 м) вулканокластического плаща указывает на развитие здесь оползневых процессов. На ЮВ цоколе последние развиты ограниченно, что позволило обнаружить здесь налегание верхней, контрастной толщи мощностью до 330 м и проследить нижнюю, прозрачную толщу карбонатов позднего Те-тиса с ложа на гайот. Рельеф зоны налегания осложняют несколько асимметричных дюн с крутыми и короткими северными склонами, например у пикета 15.00. Эти аккумулятивные формы сложены алеврито-илистыми осадками, известными в зонах придонных течений на пассивных окраинах, а здесь, возможно, связаны с топовихрем Тэйлора-Пра-удмена (его принципиальную схему недавно представили Е.В.Михайлик и А.И.Ханчук в [6]). Налегание верхней толщи на ЮВ цоколь гайота Несмеянова означает, что она накопилась уже после его образования (коррелятный комплекс, который параллелизуется с неогеновыми вулканитами мощностью 230 м в скв. 802А, пробуренной примерно в 600 км южнее [13]).

Прослеживание нижней, прозрачной донеогеновой толщи с абиссали на этот гайот однозначно определяет его экструзивную (плюм, диапир или экструзивный купол) природу, а не вулканическую (насыпной, лаво-шлаковый конус [5]), как обычно считают. Однако последняя хотя и ограниченно, но проявилась в строении гайота Несмеянова, и с ней связано образование небольшой (до 250 м) вулканической шапки, частью абрадированной, тонкого (до 100 м) вулканокластического плаща на склонах и цоколях, а также 200-метрового постабразионного одиночного конуса на вершинном бенче. Заметно участие пи-рокластики и переотложенных вулканитов в строении верхней осадочной толщи на прилегающем ложе океана. Тонкая расслоенность (несколько пачек разной контрастности) близ гайота Несмеянова наблюдается лишь на расстоянии 20 км от него, а далее разрез становится монотонным, в частности в окрестностях крупного газового окна (рис. 2). Последнее по аналогии с многочисленными окнами в покрышке Луньской массивной газоконденсатной залежи (шельф СВ Сахалина) на профилях МОГТ в трактовке А.В.Журавлева и А.М.Жильцова [11, с. 76-92] указывает на вертикальную миграцию газа из его залежи на глубине в мезокайнозойском осадочном бассейне позднего Тетиса, выделенном в Восточно-Марианской котловине по данным бурения и НСП [1, с. 107-119]. Мощность его осадочного выполнения, видимо, превышает 4 км, если следовать известному заключению д.г.-м.н. Б.К.Остистого (Севморгео) о генезисе углеводородов в осадочных бассейнах.

Из изложенного выше можно наметить основные этапы и рубежи истории геологического развития гайота Несмеянова. Вначале в подводных условиях (трансгрессия молодой Пацифики в раннем миоцене или его второй половине) возник экструзивный купол (плюм) или коническая гора, на вершине которой серией извержений была надстроена вулканическая шапка, морфологически, возможно, представлявшая собой кальдерный или стратовулкан. Одновременно начали формироваться вулканокластический плащ на склонах и цоколях гайота и верхняя коррелятная толща на прилегающем абиссальном ложе. Далее последовали абразия вулканической шапки с образованием бенча и собственно гайота, а затем короткая вспышка финального вулканизма, сформировавшего 200-метровый одиночный конус на бенче в мелководных, частью субаэральных, условиях. Возраст последнего, по аналогии с постабразионными вулканическими конусами на вершине гайота Дальморгео [4], определяется концом раннего - началом среднего миоцена (15 ± 2 млн лет). Затопление гайота до современных глубин его вершины 1300-1500 м произошло существенно

позднее в плиоцене-плейстоцене, что установлено в [4] при изучении строения тонких Ре-Мп корок, поднятых со склонов постабразионных вулканических конусов.

Таким образом, ключевым моментом в истории формирования гайота Несмеянова является начальная экструзивная фаза. Она датируется ранним миоценом или его второй половиной по возрасту подошвенных осадков в толще неогеновых вулканитов в скв. 802А, которые сопоставляются нами с верхней толщей ложа на профиле 2. Независимая проверка полученного вывода оказалась возможна на основе существующих оценок скорости роста (1-2 мм/год) диапиров в [3], которая указывает на его образование за 2-4 млн лет до рубежа 15 ± 2 млн лет, т.е. во второй половине раннего миоцена. Продолжительностью абразии вулканической шапки (до 0,1 млн лет), которая могла происходить со скоростью 0,01-1 м/год [3], можно пренебречь. В связи со столь заметным омоложением одного из Магеллановых гайотов уместно отметить, что вулканогенные турбидиты апта-кампана, вскрытые в скв. 800А-802А [13], теперь можно, вслед за Г.Ф.Макаренко (МГУ), рассматривать как продукты финального этапа формирования мезозойской трапповой формации, вулканические постройки которой практически не сохранились во время продолжительной эпохи пенепленизации.

Гайот ТОИ

Представляет собой один из самых больших гайотов Магеллановой горной цепи с диаметрами вершины и основания 48 (в широтном сечении до 50) и 100 км соответственно (рис. 1, 3). Сейсмопрофиль 3 пересекает его с севера на юг, хотя в этом сечении у гайота ТОИ нет цоколей из-за стоящих рядом гор массива 17° с.ш. (по А.С.Сваричевскому [9]). На рис. 3 представлен фрагмент этого профиля с уплощенной, неабрадированной вершиной гайота (затопленный атолл), поскольку сейсмозапись на его крутых (>9°) склонах оказалась малоинформативной и напоминающей эхограмму.

Вершина гайота ТОИ с двумя низкими пиками в северной части располагается на глубинах 1375-1600 м. Первый пик близ пикета 8.35 имеет высоту 35 м над дном и является вершиной внутрилагунного рифа шириной до 4 км с характерными линзовидными сейсмофациями согласно [10]. Риф надстраивался одновременно с заполнением лагуны атолла контрастными, вероятно вулканогенно-карбонатными, осадками, поскольку они имеют общее основание - погребенный бенч, выработанный в контрастных осадках вулканической шапки в центре и на севере вершины гайота. Второй и более низкий пик к северу, выступающий из-под лагунных осадков, является частью вулканической постройки типа щитового вулкана высотой 200 м и диаметром основания 12 км. На его вулканическую природу указывают контрастные шероховатые, характерные для вулканитов, сейсмофации, положительная аномалия магнитного поля внутри широкого минимума над гайотом ТОИ [2] и низкий паразитический (боковой) кратер на южном склоне у пикета 7.50. Налегание лагунных осадков на склоны этого вулкана (палеорельеф) указывает на его более ранний, вероятно ранне-среднемиоценовый, возраст, близкий к 15 ± 2 млн лет (по аналогии с постабразионными вулканами гайота Дальморгео [4]), так как основанием его южного склона является погребенный бенч.

Барьерные рифы затопленного атолла намечаются вдоль краев вершины гайота, где их ширина достигает 1 км. Тем самым налицо точное соответствие и/или совпадение диаметров атолла и вершины гайота ТОИ. Барьерный риф в современных атоллах определяет спокойный режим седиментации карбонатных осадков в лагуне, хотя здесь он не выражен в рельефе, будучи даже слегка присыпан самыми молодыми лагунными осадками. С учетом морфологии современных рифов [7] это объясняется тем, что профиль 3 прошел вдоль проходов или врезов в них. В верхней пачке лагунного комплекса особо выделяется пологонаклонная к югу (вслед за региональным уклоном подошвы лагунного комплекса) подошва клина молодых придонных садков мощностью до 110 м, которая гипсометрически

точно «привязана» к кровле южного барьерного рифа. Поскольку к северу от него подошва клина террасирована 10-метровыми сбросами, следовательно, ее можно рассматривать как локальное несогласие, связанное с опусканием южного края гайота ТОИ, во время которого, очевидно, и возникли проходы в барьерном рифе. Итак, неабрадированность этого гайота и близость батиметрического уровня его вершины другим гайотам Магеллановой цепи [8, 9] связаны со среднемиоценовым атоллом, точнее, его барьерным рифом, определявшим привязку лагунного седиментогенеза к уровню океана того времени. Кроме того, время жизни этого атолла можно определить только по его барьерному рифу, по современным и силурийским гомологам которого имеется достаточная информация по скоростям роста (1-20 мм/год [3, 7]). Поскольку в современных атоллах барьерные рифы обычно только на 5-8 м выше дна смежных лагун [7], то в расчете примем, что общая высота рифа равна мощности лагунных осадков (400 м при скорости распространения продольных волн 1600 м/с). Таким образом, даже при минимальной скорости роста рифов (1-5 мм/год [3, 7]) продолжительность существования атолла на гайоте ТОИ составит всего 0,08-0,4 млн лет.

Лагунный комплекс на профиле 3 имеет двух-, трехслойное строение, повышенную мощность на юге атолла, где он залегает на карбонатной, прозрачной толще ложа и контрастной, вулканогенно-осадочной толще, связанной с неабрадированной частью вулканической шапкой гайота. Репером является погребенный бенч или несогласие в подошве внутрилагунного рифа, которое разделяет лагунные осадки на верхнюю (220 м) и нижнюю (180 м) пачки. Если первая формировалась практически на всей площади атолла, то нижняя - только на юге (рис. 3). С учетом контрастности подстилающего разреза на месте рифа и щитового вулкана располагалась мелководная карбонатная банка с древней вулканической постройкой, формировавшей собственно вулканическую шапку гайота ТОИ на вершине экструзивного купола. Позднее эта постройка могла быть частично или полностью размыта гигантскими волнами, проходившими над атоллом (погребенный бенч) и связанными с ураганами, цунами или падением астероида. Но не исключен и вариант драпировки, хотя бы частичной, остатков этой постройки продуктами более поздних извержений постабразионного щитового вулкана и его бокового кратера на южном склоне.

Залегание под лагунным комплексом прозрачных, вероятно карбонатных, отложений, сходных по сейсмическому облику с нижней толщей ложа Восточно-Марианской котловины (рис. 2), указывает на его воздымание на 4 км благодаря внедрению крупного плюма или экструзивного купола в раннем миоцене. Как и на гайоте Несмеянова, оно завершилось двумя вспышками вулканизма, сформировавшими вулканическую шапку в центре и северной части плюма и связанные с ней структуры небольшого атолла на юге. После абразии вулканической шапки у рубежа 15 ± 2 млн лет возник щитовой постабразионный вулкан, обросший затем барьерными рифами крупного атолла второй генерации, которые позднее, вероятно в плиоцене-плейстоцене [4], были затоплены до современных глубин. Таким образом, объясняется соответствие или совпадение диаметров среднемиоценового атолла и вершины гайота ТОИ. Более того, он может стать примером для изучения соотношения экструзивной и эффузивной (вулканической) составляющих в генезисе других аналогичных форм рельефа, не исключая, вероятно, и островодужные вулканы. В этой связи показательно соотношение диаметров оснований и вершин гайотов с диаметрами основания вулканических построек на их вершинах, которое на гайоте ТОИ близко к 8 : 4 : 1.

Необходимо отметить многочисленные признаки избыточной газонасыщенности лагунных и подстилающих их отложений, фиксируемые, как известно, по перерыву или заметному ослаблению интенсивности отражающих границ (газовые окна, столбы, конусы [1, с. 107-119]), которые являются дополнительными признаками экструзивной природы гайота ТОИ и его возникновения в мезокайнозойском осадочном бассейне позднего Те-тиса.

Суммируя данные НСП ИМГиГ по гайотам Несмеянова и ТОИ, входящим в Магелланову горную цепь Восточно-Марианской котловины (ЮЗ Пацифика), и результаты их повторной интерпретации, можно заключить, что в их строении четко обозначились признаки новой, экструзивной природы (налегание верхней, коррелятной толщи на ЮВ основание гайота Несмеянова; прослеживание подстилающей прозрачной карбонатной толщи с абиссали на склоны этого гайота или ее залегание под лагунным комплексом затопленного атолла в южной части вершины гайота ТОИ) и, вероятно, более молодого (миоцен) возраста.

ЛИТЕРАТУРА

1. Геодинамика, геология и нефтегазоносность осадочных бассейнов Дальнего Востока. Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 2004. 199 с.

2. Жигулев В.В., Пущин И.К., Старшинова Е.А. и др. Геолого-геофизические исследования юго-западной части Тихого океана. Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО АН СССР, 1988. 44 с.

3. Кукал Зд. Скорость геологических процессов. М.: Мир, 1987. 246 с.

4. Мельников М.Е., Подшувейт В.Б., Пуляева И.А., Невретдинов Эр.Б. Среднемиоценовые вулканические постройки на гайоте Дальморгеология (Магеллановы горы, Тихий океан) // Тихоокеан. геология. 2000. Т. 19, № 5. С. 38-46.

5. Менард Г.У. Геология дна Тихого океана. М.: Мир, 1966. 273 с.

6. Михайлик Е.В., Ханчук А.И. Роль топографических вихрей Тейлора-Хогга в формировании кобальтомарганцевых корок гайотов Магеллановых гор // Докл. АН. 2004. Т. 394, № 2. С. 234-236.

7. Преображенский Б.В. Современные рифы. М.: Наука, 1986. 244 с.

8. Рашидов В. А. Магеллановы горы (Тихий океан): состояние геологической изученности // Вестн. СВНЦ ДВО РАН. 2006. № 2. С. 13-20.

9. Сваричевский А.С. Морфоструктурная позиция Магеллановых гор (Тихий океан) // Тихоокеан. геология. 1993. № 1. С. 21-32.

10. Сейсмическая стратиграфия: в 2 ч. М.: Мир, 1982. 846 с.

11. Строение земной коры и перспективы нефтегазоносности в регионах северо-западной окраины Тихого океана. Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 2000. Т. 1. 203 с.

12. Структура и вещественный состав осадочного чехла северо-запада Тихого океана. Южно-Сахалинск: ИМГиГ ДВО РАН, 1997. 178 с.

13. Scientific drilling party (Ocean drilling program, Leg 129). Jurassic oceanic crust and sediments in the Pacific, at last // Geotimes. 1990. Vol. 35, N 6. C. 25-27.