Геотектоника, 2021, № 2, стр. 41-69

Данные геофизических исследований

Рельеф дна (батиметрия). После системы из трех срединно-океанских хребтов – следующей, наиболее выразительной морфоструктурой в рельефе дна Индийского океана, является Восточно-Индийский хребет вместе с примыкающим к его южной оконечности с востока хребтом Брокен и близко расположенным на западе архипелагом Кергелен [7, 10] (см. рис. 1). При ширине 100–200 км он протягивается от 34° ю.ш., где пересекается с хребтом Брокен, до 10° с.ш. Далее на север Восточно-Индийский хребет выделяется на сейсмических профилях в виде антиклинального поднятия фундамента под осадками Бенгальского фэна от 18° с.ш. [65] и даже до 20° с.ш. [74]. Глубины над сводом хребта составляют преимущественно 2–3 км. Хребет возвышается на 2–3 км над дном примыкающей к нему с западнее Центральной котловины с глубинами 4–5 км и котловины Вартон восточнее хребта с глубинами 5–5.5 км. Самое большое превышение Восточно-Индийского хребта достигает 3.5 км при глубинах его свода менее 2 км.

Несмотря на кажущуюся непрерывность хребта, его морфология значительно меняется вдоль простирания [17, 82, 84, 87]. На юге он высокий и почти непрерывный, но северная часть состоит из серий отдельных больших вулканов [83]. Все исследователи разделяют Восточно-Индийский хребет на три сегмента с некоторым расхождением в их границах. По ранее полученным результатам морфоструктурного анализа данных батиметрии и дополнительно сейсмопрофилирования мы уточнили положение трех выделенных сегментов, которые отличаются не только морфологией, но и тектонической структурой осадочного чехла [17], это – сегменты:

– северный (10° с.ш.–7° ю.ш.);

– центральный (7°–15° ю.ш.);

– южный (15°–34° ю.ш.).

Северный сегмент имеет среднюю ширину ~200 км и глубину ~3 км. Он представляет собой серию отдельных вулканических построек, разделенных глубокими депрессиями с абиссальными глубинами до 5500 м [82] или эшелонированных массивов, предположительно тектонических блоков, на которые северный сегмент разбит разломами ЮЗ–СВ простирания [17]. Южнее 7° ю.ш. морфология Восточно-Индийского хребта резко меняется и дальше до северной оконечности хребта Броккен он протягивается в виде почти непрерывного линейного хребта. Центральный сегмент Восточно-Индийского хребта является его наиболее узкой частью шириной ~100 км, причем между 7° и 10.5° ю.ш. ширина хребта сокращается до 80 км. Глубины дна в этом сегменте хребта варьируют в широком диапазоне от 3.5 до 1.5 км. Крутой широтный уступ высотой примерно 1 км на 10.5° ю.ш. разделяет относительно глубоководный (3.0–2.5 км) и мелководный (2.0–1.5 км) участки центрального сегмента. В южном сегменте (южнее плато Осборн) Восточно-Индийский хребет расширяется до 200 км и становится более мелководным и массивным. Его рассекают две большие глубокие депрессии на 23° и 28.5° ю.ш.

Склоны Восточно-Индийского хребта на всем его простирании имеют разную крутизну, что определяет ассиметричный профиль его северного и южного сегментов, тогда как центральный сегмент характеризуется относительно симметричным профилем. Угол наклона более крутого восточного склона южного сегмента достигает 20°. В центральном сегменте оба склона крутые. Восточный склон в центральном и южном сегментах переходит в котловину в виде серии уступов, образующих протяженные гряды субмеридионального простирания. На Восточно-Индийском хребте вдоль всего его простирания находится множество подводных гор высотой до 1–1.5 км и с минимальной глубиной вершин 0.85–1.0 км, детальная морфология которых в разных сегментах Восточно-Индийского хребта выявлена при съемке с применением многолучевого эхолота [4, 17, 62, 84].

Строение коры (НСП и ГСЗ). По результатам непрерывного сейсмического профилирования (НСП) почти на всем протяжении Восточно-Индийского хребта развит осадочный чехол средней мощностью 0.5 км [6]. Он состоит из трех сейсмических комплексов [21]:

– нижний (от кампана на севере до верхнего эоцена на юге) мелководный или субаэральный вулканогенно-осадочный комплекс;

– средний (от маастрихта–нижнего палеогена до нижнего олигоцена) переходный карбонатный комплекс;

– верхний (от середины эоцена–квартера до верхнего олигоцена–квартера) глубоководный комплекс пелагических илов.

Внутри осадочного чехла вдоль простирания Восточно-Индийского хребта на сейсмических разрезах выделено несколько четких непрерывных высокоамплитудных рефлекторов, которые маркируют эрозионные и стратиграфические несогласия, связанные с перерывами в осадконакоплении. В основном они связаны с палеоокеанологическими событиями и реже – с крупными тектоническими перестройками в восточной части Индийского океана. Главные перерывы в осадконакоплении при формировании чехла Восточно-Индийского хребта существовали в начале палеоцена, нижнем-среднем эоцене, нижнем олигоцене и среднем миоцене (рис. 2). Предположение об их возможной природе сделано нами по результатам корреляции сейсмических разрезов со скважинами глубоководного бурения. Перерыв в начале раннего палеоцена совпадает по времени с общим падением уровня Мирового океана и отмечается только в пределах северного сегмента хребта. Первая “мягкая” коллизия Индийской и Евроазиатской плит и палеоцен–эоценовый термальный максимум (PETM – Paleocene–Eocene Thermal Maximum) могли стать причинами наиболее продолжительного перерыва в раннем-среднем эоцене в северной и средней частях хребта [21]. Перерыв в начале олигоцена также проявился в северной и средней частях хребта и, вероятно, был связан с подводной эрозией. Образование Антарктического циркумполярного течения и изменение гидродинамического режима бассейна Индийского океана могли стать причинами перерыва в середине миоцена, который прослеживается в чехле вдоль всего Восточно-Индийского хребта.

Рис. 2.

Сейсмические разрезы Восточно-Индийского хребта (по данным [17]). Обозначены сегменты Восточно-Индийского хребта: (а) – северный, (б) – центральный, (в) – южный. Показаны рефлекторы, маркирующие перерывы в осадконакоплении, и разломы, связанные с этапами тектонической активности хребта. 1 – ранний палеоцен; 2 – средний эоцен; 3 – средний миоцен; 4 – поверхность акустического фундамента; 5 – поверхность дна; 6 – положение скважины глубоководного бурения

Все исследователи отмечали сильную тектоническую раздробленность Восточно-Индийского хребта и широкое развитие разрывных нарушений разной интенсивности и стиля, объясняя это его тектоно-магматической историей и региональной геодинамической обстановкой [6, 17, 25, 83, 84]. Они выделяют две системы разломов: древние меридиональные разломы, параллельные хребту, и секущие его более молодые разломы. Природа меридиональных нарушений, по-видимому, связана с формированием Восточно-Индийского хребта в зоне гигантского разлома (палеограница, трансформ и т.п.). Природа секущих косых нарушений остается менее определенной и может быть связана с разными геодинамическими процессами (спредингом Центрально-Индийского и Австрало-Антарктического хребтов, континентальной коллизией Индостана с Азией и другими). Внутри осадочного чехла Восточно-Индийского хребта контрастно отражены основные региональные тектонические события, влиявшие на его эволюцию. Сейсмические профили показывают несколько групп разновозрастных разломов Восточно-Индийского хребта [16, 17, 83, 84]. Большинство разломов, которые нарушают базальтовый фундамент и продолжаются немного выше фундамента в покрывающие осадки, являются древними. Эти разломы были активны сразу после формирования вулканического массива хребта в интервале от 82 млн лет на севере до 43 млн лет на юге. Другие разломы секут весь осадочный чехол и нарушают поверхность дна, т.е. являются молодыми и отражают неотектонические подвижки. По результатам сейсмостратиграфического анализа сейсмопрофилей для расшифровки природы несогласий и характера деформаций осадочного чехла выявлены три основных этапа тектонической активности в пределах Восточно-Индийского хребта, которые состоялись в палеоцене, эоцене и позднем миоцене [17, 20]. Позднемиоценовый этап может продолжаться до настоящего времени, судя по высокой современной сейсмичности [80]. Именно на этом этапе, по-видимому, активизировались субширотные сбросы, изначально образованные в спрединговом центре. Такая активизация могла быть связана с пересечением Восточно-Индийским хребтом зоны внутриплитной деформации, где большая композитная Индо-Австралийская плита разделена диффузными границами на три плиты-компоненты – Индийская плита, плита Каприкорн и Австралийская плита. Структурный анализ на основе детальных данных сейсмопрофилирования на полигонах рейса KNOX06RR научно-исследовательского судна “Roger Revelle” (США) в 2007 г. показал различный характер тектонических нарушений в осадочном чехле трех выделенных сегментов Восточно-Индийского хребта [17, 84]. Каждый из них имеет свои структурные особенности. В северном сегменте основными разрывными дислокациями являются сбросовые нарушения СВ–ЮЗ и СЗ–ЮВ простираний. Некоторые разломы северо-западного простирания имеют признаки горизонтального смещения по типу правостороннего сдвига с элементами растяжения, т.е. являются сбросо-сдвигами [17]. Согласно другой интерпретации, они характеризуются локальным сжатием и иногда растяжением, т.е. отображают скорее транспрессию и являются взбросо-сдвигами [83]. Южнее, в центральном сегменте Восточно-Индийского хребта развита ортогональная система меридиональных и широтных нарушений, которые, как и большинство разломных структур северного сегмента, также являются сбросовыми структурами растяжения [17]. Разворот их простираний от ССВ на субширотные в южной части северного сегмента допускает, что перестройка структурного плана происходила скорее плавно. В центральном сегменте наиболее выразительны поперечные депрессии-грабены субширотного простирания, предполагающие меридиональное растяжение. Напротив, в другой интерпретации надвиги ЗСЗ–ВЮВ простирания отображают почти меридиональное сжатие в центральном сегменте Восточно-Индийского хребта [84]. В южном сегменте хребта структурная обстановка и характер разломов снова резко меняется. Хотя здесь доминирует растяжение и сбросы северо-восточного простирания, но также наблюдаются узкие зоны разломов с характеристиками сдвига и сжатия. Восточно-Индийский хребет характеризуется сложной комбинацией разломных нарушений различного генезиса.

К настоящему времени исследования с использованием метода глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) выполнялись только в центральной части Восточно-Индийского хребта. В 58-м рейсе НИС “Витязь” в 1976 г. исследования проводились на двух полигонах в северной (9°–10° ю.ш.) и южной (16°–17° ю.ш.) частях центрального сегмента Восточно-Индийского хребта [6, 23, 66] (рис. 3).

Рис. 3.

Строение Восточно-Индийского хребта по данным ГСЗ. (а)–(б) – широтные разрезы вдоль: (а) – 9.5° ю.ш. (по [66]); (б) – 17° ю.ш. (по [66]); (в) – общая модель (по данным [15, 23, 58, 66]). 1 – базальты; 2 – долериты; 3 – габброиды; 4 – серпентиниты; 5 – сейсмические скорости, км/с; 6 – плотность, г/см³

Полученные данные показали, что глубина поверхности Мохоровичича (скорости преломленных волн 7.9–8.0 км/с) под хребтом составила 12–13 км. Кора Восточно-Индийского хребта примерно в два раза мощнее типичной спрединговой океанической коры в прилегающих котловинах [15, 23]. Г.Л. Кашинцев с соавт. [15] и Ю.П. Непрочнов с соавт. [23] предположили на основании измеренных значений сейсмических скоростей и имеющихся драгировок, что кора Восточно-Индийского хребта (сверху вниз) состоит из слоев: 2А (базальты и возможно частично измененные долериты), 2Б (долериты), 3А (габбро) и 3Б (серпентинизированные перидотиты). Аномально высокая мощность коры хребта, по [15, 23], связана с наличием в основании слоя мантийных перидотитов, разуплотненных за счет серпентинизации в разломной зоне. Позже в 1998 году в средней части Восточно-Индийского хребта в районе скважины 757 ODP был выполнен протяженный профиль ГСЗ вдоль 17° ю.ш. в рейсе научно-исследовательского судна “Sonne” (ФРГ) [58]. Новые данные, полученные и обработанные с применением цифровых технологий, показали, что глубина границы Мохо и мощность коры под Восточно-Индийским хребтом намного больше, чем предполагалось, и достигает 25 км. В отличие от интерпретации по [15, 23], И. Гревемейер с соавт. [58] связывают образование Восточно-Индийского хребта с магматизмом горячей точки Кергелен. Излившиеся базальты сформировали вулканический массив хребта, под которым в результате андерплейтинга накопился большой объем низкоплотностного магматического материала, что объясняет избыточную мощность коры Восточно-Индийского хребта.

Поле силы тяжести (гравиметрия). Для характеристики глубинного строения Восточно-Индийского хребта по всему его простиранию были использованы данные измерений поля силы тяжести непосредственно на борту НИС “Витязь” (58-й рейс в 1976 г.) и спутниковые альтиметрические и гравиметорические измерения [3, 68, 76, 87], которые совпадают [90]. В гравитационном поле Индийского океана Восточно-Индийский хребет проявляется контрастно в виде узкой 200–300 км полосы положительных аномалий до +50 мГал в свободном воздухе и отрицательных до –200 мГал аномалий в редукции Буге, вытянутой вдоль 90° в.д. [4, 76, 87]. Изостатическая компенсация этого большого поднятия в рельефе дна свидетельствует, что под Восточно-Индийским хребтом находится глубокая корневая структура, состоящая из пород низкой плотности [43], утолщенная кора или разуплотненная мантия [87]. Поле силы тяжести имеет неоднородный характер, и локальные гравитационные аномалии Восточно-Индийского хребта отражают существование блоков пород разной плотности на глубине под хребтом.

На основании структурного анализа поля силы тяжести и разных методов плотностного моделирования Восточно-Индийский хребет был разделен на три [68], четыре [87] или пять [4] сегментов с разной интенсивностью локальных аномалий, что свидетельствует о гетерогенности коры и изменениях ее мощности. Неоднородное аномальное гравитационное поле Восточно-Индийского хребта было объяснено пространственно-временны́ми вариациями в интенсивности проявления тектонических, магматических и метаморфических структурообразующих процессов по мере развития хребта [4, 68, 87]. Формирование океанической литосферы в зоне Восточно-Индийского хребта происходило в результате остывания и кристаллизации изначально расплавленного магматического вещества верхней мантии. Подошва механически прочной литосферы примерно совпадает с глубиной изотермы ~600°С и соответствует эффективной упругой мощности Т_e, которая по результатам плотностного моделирования на основании батиметрических и гравитационных данных вдоль Восточно-Индийского хребта меняется от 4 до 35 км [87].

Проведенные исследования позволили уточнить историю образования коры и сделали возможной разработку новых эволюционных моделей. Однако имеющихся сейсмических данных ГСЗ, которые позволяют прогнозировать плотности в разных слоях коры Восточно-Индийского хребта, пока недостаточно. Для структурного анализа потенциальных полей [4] и плотностного моделирования [68, 87] необходимы дополнительные геолого-геофизические данные, которые возможно получить с использованием бурения, сейсмических методов ГСЗ и НСП и других современных методов исследований.

Аномальное магнитное поле (магнитометрия). Широтные спрединговые линейные магнитные аномалии достаточно уверенно идентифицированы в прилегающих к Восточно-Индийскому хребту глубоководных котловинах Центральной и Вартон [64–67, 71, 86]. На Восточно-Индийском хребте подобные аномалии, как правило, не идентифицируются. Это согласуется с гипотезой его формирования под воздействием мантийного плюма Кергелен, создающего термическую аномалию. Высокие температуры над каналом плюма, по которому поднимается горячее мантийное вещество, разрушают ферромагнитные свойства спрединговых вулканических пород. Возможно, этот процесс разрушил оригинальные спрединговые линейные магнитные аномалии в океанической коре, на которой Восточно-Индийский хребет сформировался [87]. В отличие от регулярных серий линейных магнитных аномалий в котловинах, прилегающих к Восточно-Индийскому хребту, в редких случаях подобные одиночные аномалии идентифицированы на Восточно-Индийском хребте достаточно условно из-за ограниченного объема и низкого качества имеющихся магнитных данных [41, 64, 86].

Редкая сетка профилей судовой магнитной съемки определяет слабую изученность аномального магнитного поля Восточно-Индийского хребта, его структура остается дискуссионной до настоящего времени. Глобальная модель EMAG2, построенная в основном на спутниковых измерениях, не обеспечивает необходимой детальности, поэтому анализ структуры аномального магнитного поля Восточно-Индийского хребта на ее основе показывает только его самые общие черты [4]. Хребет представлен полосой (шириной ~600 км) положительных и отрицательных аномалий небольшой интенсивности. К его осевой части приурочены преимущественно положительные, как правило, изометричные или слабо вытянутые в широтном направлении локальные магнитные аномалии. Пока остаются только самые общие предположения об их природе, например связи этих аномалий с вулканическими структурами, образованными магматизмом горячей точки Кергелен [64] или последующим внутриплитным магматизмом [18]. По характеристикам магнитных аномалий в аномальном магнитном поле Восточно-Индийского хребта выделено девять провинций [6, 41] или, соответственно, пять участков [4]. Данные провинции (участки) не классифицируются генетически, т.к. они имеют сравнительно одинаковую намагниченность и состав магматических пород в отличие от выделенных в результате плотностного гравитационного моделирования сегментов с разным строением коры.

Детальная геомагнитная съемка на полигонах в 42-м рейсе НИС “Академик Борис Петров” (ИО РАН, г. Москва, Россия) в 2017 г. позволила определить палеошироту геологических объектов в северной части Восточно-Индийского хребта. Полученные данные указали на возможное развитие здесь молодых вулкано-магматических процессов, не связанных напрямую с магматизмом горячей точки Кергелен и вдали от нее [4]. Проведенная съемка показала, что одна из исследованных подводных гор состоит из двух разновозрастных фрагментов, образовавшихся примерно 68.5 и 50 млн лет назад, соответственно, через 9.5 и 28 млн лет после формирования здесь основного массива Восточно-Индийского хребта [18]. Как и для другой исследованной подводной горы, по [62], только прямое определение возраста в образцах коренных пород может подтвердить или опровергнуть существование стадий вторичного магматизма Восточно-Индийского хребта.

Тепловой поток (геотермия). Дополнительные данные по эволюции Восточно-Индийского хребта и молодым геологическим процессам дала геотермическая съемка. В 1982–1983 гг. Сахалинским комплексным научно-исследовательским институтом АН СССР (СахКНИИ ДВНЦ РАН, г. Южно-Сахалинск, Россия) были выполнены 38 измерений теплового потока в широком диапазоне от 11.5 до 251.6 мВт/м² в северном сегменте Восточно-Индийского хребта (~0°–5° с.ш.) [39]. Аномальные измеренные величины теплового потока 205–251.6 мВт/м² находятся в осевой части хребта над локальными выступами фундамента и связаны с источниками избыточного тепла внутри океанической коры на глубине до 6–7 км. Было сделано предположение, что локальные тепловые аномалии и деформация осадков свидетельствуют о том, что отдельные участки Восточно-Индийского хребта испытывали вертикальные подвижки в результате тектоно-магматической активизации с позднего миоцена до настоящего времени [39]. Они полагали, что эти аномалии теплового потока указывают на существование здесь в недавнем прошлом магматических очагов, из которых магма внедряется не только во второй слой коры, но и проникает выше в осадочный чехол, образуя структуры типа диапиров. Анализ имеющихся в районе Восточно-Индийского хребта геотермических данных показал, что плотность теплового потока вдоль Восточно-Индийского хребта плавно уменьшается в северном направлении по мере его старения от ~80 мВт/м² на 31° ю.ш (возраст ~40 млн лет) до ~40 мВт/м² на 8.5° с.ш (~85 млн лет), что соответствует кристаллизационной модели остывания движущейся Индийской литосферной плиты [5].

Происхождение магм

Оценка условий образования первичных расплавов и их последующей дифференциации, по [53, 59], показала, что в пределах Восточно-Индийского хребта существуют магмы, соотносящиеся с более глубинным типом выплавления первичных расплавов (ТОР-1) [35]. Эти расплавы выплавляются при давлении от 25 до 9.5 кбар и Т = 1350–1270°С, степень плавления достигает ~15–20%. Подобные базальты в системе спрединговых зон Индо-Атлантического сегмента Земли встречены вблизи горячих точек и в пределах северной Атлантики [36]. В то же время большее распространение в пределах Восточно-Индийского хребта имеют базальты-дифференциаты типичного для большей части первичных расплавов типа ТОР-2. Генерация и фракционирование первичных расплавов типа ТОР-2, по классификации [33], типичных для всех спрединговых зон Мирового океана, кроме района Северной Атлантики, происходит при полибарическом плавлении океанической мантии в поднимающейся мантийной колонне при давлении от 20 до 8 кбар и Т = 1320–1250°С. Проведенная оценка полученных по разным моделям первичных расплавов [60, 77], которые могли генерироваться в условиях спрединговых зон океанов, показала, что наилучшее приближение имеют расплавы, по [77].

Первичные расплавы Si-типа базальтов Восточно-Индийского хребта, отличающиеся низкими концентрациями Na, Ti, повышенными CaO/Al₂O₃, Si, получены по модельным расчетам [60, 77] фракционного полибарического плавления, продолжавшегося вплоть до 4 кбар [35]. Суммарная степень плавления при этом достигала 28%. Фракционирование этого расплава при Р = = 0–2 кбар в интервале температур 1150–1210°С описывает изменение концентраций петрогенных элементов во всех Si-расплавах Индийского океана. Степени плавления мантийного источника чрезвычайно высокие (до 28%) и для спрединговых зон нетипичны. Более поздние оценки условий генерации расплавов этого типа по данным драгированных базальтов также связывают происхождение таких расплавов с высокими степенями плавления мантийного протолита, начинающегося в пределах гранатовой фации перидотитовой мантии и продолжающегося вплоть до глубин менее 30 км [56]. В пределах базальтов Si-типа по составу наблюдаются отличия в первичных содержаниях Fe и их геохимических особенностей, что отражает большую гетерогенность мантийного источника и нестабильность процесса плавления [56].

В каждой выделенной генетической группе толеитов наблюдаются относительные вариации как в первичных составах, так и в геохимических характеристиках, что подчеркивает большую гетерогенность источника и нестабильность процесса генерации [56].

Геохимическая характеристика магм

Выявление геохимических особенностей магматизма является значимым фактором для определения источника происхождения океанических магм [96, 97]. Большинство составов базальтов Восточно-Индийского хребта соотносится с обогащенным источником. По данным содержаний и соотношений литофильных элементов было установлено, что базальты обладают специфическим характером распределения с отрицательными аномалиями U и Th и положительными Nb и Ta, и более слабо выраженными для Zr и Hf [56]. Вариации состава кремнистых толеитов практически все отражают характер источника, который относительно литофильных элементов достаточно однороден, слабо обогащен или деплетирован, но отличается от типичного деплетированного источника океанических толеитов [56]. Повышенные значения отношений Y/Nb и Y/Dy и низкие Tb/Yb, по [56], свидетельствуют о том, что их источником служила остаточная (деплетированная) гранат-содержащая мантия. Ее образование связано с предварительным плавлением гранатового лерцолита, возможно, вблизи островодужного обрамления [56]. Сравнение корреляционных зависимостей некогерентных элементов показало, что геохимические характеристики источников толеитовых расплавов плато Кергелен и Восточно-Индийского хребта близки [37], но базальты плато Кергелен от базальтов Восточно-Индийского хребта отличают относительно высокие содержания Ba, Sr и Pb. Отдельную группу образуют щелочные базальты драги 27, происхождение которых связано с низкими степенями плавления в гранатовой фации глубинности лерцолита, на что указывают также повышенные значения нормированного отношения (Gd/Yb)_n > > 1.5 [56]. Эти геохимические характеристики базальтов Восточно-Индийского хребта, обогащенных в разной степени, но достаточно выдержанных по соотношению характеристических элементов, ассоциированы с плюмовым источником Кергелен [37, 53–55, 72, 85, 91]. Слабообогащенные характеристики отличаются от типично деплетированного MORB Индийского океана по полученным данным по базальтам драг 4 и 26 (см. рис. 4, Si-толеиты). Это может быть следствием их плавления гранат-клинопироксен содержащего остаточного перидотита, образованного в течение предыдущей истории его формирования [56].

Особое значение при идентификации источника обогащения магматизма Восточно-Индийского хребта приобретает изотопная характеристика. В статье [78] показаны вариации изотопных отношений в базальтах, вскрытых скважинами 121 рейса ODP, от верхних потоков до нижних и было установлено, что 180 м базальтовый фундамент не имеет каких-либо закономерных эволюционных трендов составов, как в пределах отдельных скважин, так и в пространстве. Отсутствие временны́х закономерностей указывает на то, что источник был гетерогенен в течение всего формирования Восточно-Индийского хребта [78]. На основании изучения особенностей Восточно-Индийского хребта также было получено, что изотопные различия в магматизме Восточно-Индийского хребта отражают гетерогенность источника в пределах каждого вулканического центра [78]. Простое бинарное смешение не объясняет изотопные вариации в пределах Восточно-Индийского хребта. Были выделены как минимум три обогащенных источника, проявляющихся в магматизме Восточно-Индийского хребта [78]. Наиболее деплетированным составом обладают базальты наиболее молодой скважины 756 (42 млн лет) с нерадиогенными значениями ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb, промежуточными ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb и относительно радиогенными изотопными отношениями Nd и Hf (см. рис. 4). Вскрытые в скважине 758 (82 млн лет) наиболее обогащенные базальты с радиогенными отношениями Hf и нерадиогенными ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb и ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb, промежуточными Sr и Nd, могут отражать характеристику обогащенного источника. Третий компонент с относительно обогащенными характеристиками с нерадиогенным Hf и Nd изотопными отношениями, радиогенными Sr и Pb – отмеченные в горизонте 7 скважины 756 и части образцов скважины 757 (см. рис. 4). Возможно, что существует и четвертый источник c (²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb)_i = 18.55, (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i = = 0.70425, (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_i = 0.51278, (¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf)_i = = 0.28315, который выявлен в лавах скважин 757 и 758. По мнению И.Г. Нобле Силва с соавт. [78], изотопный состав лав Восточно-Индийского хребта – промежуточный между магмами Кергелена и базальтами островов Сан Поль–Амстердам, что отражает влияние на формирование Восточно-Индийского хребта двух горячих точек. Несмотря на то, что современные полученные данные являются высокопрецензионными, мы сравнили все имеющиеся данные по Восточно-Индийскому хребту и плато Кергелен, включающие данные по драгировкам, чтобы представить общую картину магматизма хребта [36]. Нами показаны изотопные вариации Восточно-Индийского хребта и Кергелена, а также поднятий, связанных с плюмом Кергелен. Можно отметить главное – это отсутствие в лавах Восточно-Индийского хребта астеносферного деплетированного источника, типичного для Юго-Восточного Индийского хребта (рис. 6).

Рис. 6.

Изотопная характеристика магм Восточно-Индийского хребта. (а) – ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb корреляция составов магм Восточно-Индийского хребта, развитых в пределах современной системы срединно-океанических хребтов Индийского океана и обогащенных базальтов, связанных своим происхождением с плюмом Кергелен; (б) – вариации изотопного состава Pb, в магмах Восточно-Индийского хребта и базальтах (по [37]), данные приведены к исходным значениям по возрасту излияния. 1 – составы стекол Юго-Восточного Индийского хребта (ЮВИХ); 2 – магмы плато Кергелен по данным драгировок и скважин глубоководного бурения; 3 – базальты поднятия Афанасия Никитина; 4 – плато Брокен; 5 – Банбери; 6 – Восточно-Индийский хребет (ВИХ); 7 – молодые базальты острова Росс; 8 – модельные изотопные источники, по [42]

По сравнению с полем составов базальтов плато Кергелен и магм, связанных с ним (поднятия Афанасия Никитина, Натуралист, Брокен, острова Росс, Херд), базальты Восточно-Индийского хребта характеризуются более деплетированными составами и образуют достаточно компактное поле, занимающее промежуточное положение между полями Юго-Восточного Индийского хребта и Кергелена в координатах ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd–²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb (см. рис. 6, а).

По данным изотопных отношений Pb [78], составы базальтов Восточно-Индийского хребта лежат в поле изотопных вариаций плато Кергелен и наиболее близки к составам молодых лав плато Кергелен и о. Росс (см. рис. 6, б). Принципиальное различие составов лав плато Кергелен и Восточно-Индийского хребта хорошо видно в Pb-изотопной систематике (см. рис. 6, б). Особенно это касается базальтов древнего поднятия Натуралист и скважины 738, пробуренной в южной части плато Кергелен, составы которых образуют четкий тренд, отражающий примесь вещества древней континентальной литосферы в различных пропорциях, что могло происходить на ранних этапах плюмового воздействия на древнюю континентальную литосферу.

Деплетированные разности Восточно-Индийского хребта имеют значения изотопных отношений ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb около 15.5 и ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb около 18.0. Эти базальты вскрыты скважинами 253, 254, 756 (~46 млн лет). Наиболее обогащенные разности отмечены в скважинах 758 (83 млн лет) и 757 (54 млн лет) (см. рис. 4). Значения изотопных отношений для них достигают ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb – в интервале 15.57–15.6 и ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb – около 18.85. Отдельно на диаграмме располагаются составы базальтов из скважины 216 (65 млн лет), которые отличаются повышенными значениями отношения ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb и более низкими величинами отношения ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb до 17.65, что может отражать присутствие вещества из мантийного источника с характеристиками ЕМ-1. Для образцов базальтов из остальных скважин существует достаточно большой разброс значений изотопных отношений.

Таким образом, магматизм Восточно-Индийского хребта связан с эволюцией плюма Кергелен, раскрыв историю которого можно понять, каким образом образовывались обогащенные магмы в пределах спрединговой зоны вблизи действующей горячей точки.

Модели формирования Восточно-Индийского хребта

При изучении Восточно-Индийского хребта было сделано множество предположений о его природе, которые уточнялись по мере получения новых геолого-геофизических данных. Полученные результаты глубоководного бурения однозначно определили, что коренные породы хребта являются океаническими базальтами [47, 56, 78, 93, 95], что привело к несостоятельности первоначальных мнений, предполагавших тектоническую природу Восточно-Индийского хребта [3, 51, 69, 70]. Далее развивались представления о его тектоно-магматической природе как вулканического хребта, образованного в результате взаимодействия спредингового центра и трансформного разлома [43, 85, 92], массивных излияний базальтов в развивающемся гигантском разломе в условиях глобального растяжения [1, 11, 17, 22]. Однако доминирующая в настоящее время гипотеза рассматривает Восточно-Индийский хребет как след горячей точки Кергелен [37, 46, 57, 67, 73, 78, 79, 88].

Возраст Восточно-Индийского хребта по данным прямого определения в образцах коренных вулканических и осадочных пород из скважин глубоководного бурения линейно возрастает с юга на север от 43 млн лет (скв. 254 DSDP, ~31° ю.ш.) до 77–83 млн лет (скв. 758 ODP, ~5.5° с.ш.) [67, 80] (рис. 7). Возраст его самой южной оконечности хорошо согласуется с началом заключительной третьей фазы реорганизации спрединга в восточной части Индийского океана в среднем эоцене примерно 42 млн лет назад, когда произошла вторая большая реорганизация плит в восточной части Индийского океана из-за жесткого столкновения Индийской плиты с Евразийской плитой – континентальной коллизией Индостана с Азией [44, 48, 64, 71, 79]. При этом в результате объединения Индо-Антарктического, Вартон и Австрало-Антарктического спрединговых центров образовался современный Юго-Восточный Индийский спрединговый хребет. С этого времени горячая точка Кергелен находится под Антарктической плитой и формирует вулканические структуры плато Кергелен. Восточно-Индийский хребет как внутриплитное поднятие дрейфует от Юго-Восточного Индийского хребта в северо-восточном направлении вместе со ставшей тогда единой Индо-Австралийской плитой [81].

Рис. 7.

Скважины глубоководного бурения DSDP и ODP на Восточно-Индийском хребте. (а) – кривая возраста разбуренных базальтов; (б) – батиметрический профиль.

Севернее скважины 758 ODP Восточно-Индийский хребет прослеживается в виде антиклинального поднятия фундамента под осадочными отложениями Бенгальского фэна до 20° с.ш. [74], и драгирование коренных пород здесь не представляется возможным. Поэтому предположения о возрасте северной оконечности Восточно-Индийского хребта (севернее 9° с.ш.) были сделаны по геофизическим данным. Была предложена интерпретация происхождения северного сегмента Восточно-Индийского хребта, основанная на результатах структурного анализа осадочного покрова на разрезах многоканального сейсмопрофилирования, полученных нефтяной компанией Petroleum Geo-Services (PGS) (г. Осло, Норвегия) при разведке месторождений углеводородов в Бенгальском заливе [75]. Предположительно, Восточно-Индийский хребет начал формироваться над горячей точкой Кергелен вблизи континентальной окраины [75].

Горячая точка образовала и большую часть плато Кергелен в меловой период в апте–туроне вблизи пересечения Индийского, Антарктического и Австралийского континентальных блоков, которые еще не отдалились от своих Гондванских позиций, поэтому некоторые меловые базальты плато Кергелен имеют континентальные признаки [54]. Базальты в северном сегменте Восточно-Индийского хребта могли иметь аналогичное континентальное влияние [75]. По косвенным оценкам северный сегмент Восточно-Индийского хребта формировался, начиная с 130–100 млн лет во время рифтинга и северного дрейфа Индийской плиты до ~84 млн лет [75]. Однако Р.Е. Мореманс и С.К. Сингх [75] сами отмечают субъективность этих оценок из-за отсутствия четких и непрерывных магнитных аномалий в Бенгальском заливе восточнее Индии. Это относится и к их предположению о возможном существовании в северной части Восточно-Индийского хребта утоненной Индийской континентальной коры и того, что его северный сегмент был образован на Индийской континентальной коре [75]. Ранее уже отмечалось генетическое сходство базальтов Восточно-Индийского хребта с траппами Раджмахал в континентальной Восточной Индии [1, 38]. Предполагалось, что трансформный разлом 90° наследует один из гигантских разломов планетарного масштаба, существовавшего на континенте Гондвана [11, 28]. В процессе образования восточной части Индийского океана и спрединга морского дна вдоль этой ослабленной зоны развивался разлом, последовательно распространяясь от континента в океан, что может объяснять закономерное уменьшение возраста Восточно-Индийского хребта в южном направлении [1, 17]. Основной механизм формирования Восточно-Индийского хребта в такой модели связан с развитием разломной зоны на консолидированной океанической коре, провоцирующим декомпрессионное плавление, подъем к поверхности мантийного вещества и излияния больших объемов базальтовых магм [1, 22].

Восточно-Индийский хребет южнее 10° с.ш., где он выражен в рельефе дна, разделен на три морфологически различных сегмента, границы которых отличаются [17, 65, 81]. Эти сегменты кроме рельефа дна и характера разломов в осадочном чехле также отличаются глубинным строением хребта и мощностью океанической коры под ним [68, 87, 90]. Выявленную сегментацию Восточно-Индийского хребта объясняют разными геологическими условиями во время образования отдельных его участков в зависимости от расположения горячей точки Кергелен относительно спредингового центра в зоне трансформного разлома во время трех основных фаз спрединга восточной части Индийского океана (табл. 1).

Таблица 1.  

Эволюционные модели Восточно-Индийского хребта.

Ж.И. Ройер с соавт. [81] на основании анализа батиметрии хребта и магнитных аномалий в прилегающих котловинах Центральной и Вартон предложили модель трехфазной тектонической эволюции формирования Восточно-Индийского хребта в результате магматической активности горячей точки Кергелен.

В этой модели, по данным исследования внутриплитного вулканизма, северная часть хребта (севернее 2.5° ю.ш.) построена на Индийской плите и океаническая кора по обе стороны хребта принадлежит Индийской плите. Средняя часть Восточно-Индийского хребта (2.5°–15° ю.ш.) сформировалась на краю Антарктической плиты или вероятно – на недолго существовавшей безымянной микроплите. Южная часть Восточно-Индийского хребта (южнее 15° ю.ш.) сформирована на краю Индийской плиты, непосредственно западнее трансформного разлома, разделявшего Индийскую и Австралийскую плиты.

К.С. Кришна с соавт. [65] дополнительно проанализировал сейсмические профили и предложили свое видение геологической истории формирования Восточно-Индийского хребта. Восточно-Индийский хребет (севернее 2.5° ю.ш.) также формировался во время внутриплитного вулканизма на Индийской плите [65]. Средний сегмент протягивается несколько южнее и разделен на два участка. Участок между 2.5° ю.ш. и 11° ю.ш., по-видимому, формировался на краю Индийской плиты, а между 11° ю.ш. и 17° ю.ш. образовался в результате вулканизма горячей точки Кергелен на оси спредингового хребта Вартон. Это согласуется с двумя этапами – средний мел и поздний мел–средний эоцен [48], на которые разделили вторую фазу (средний мел–средний эоцен) общепринятой трехфазной модели спрединга [65, 71, 73, 81, 86]. Южный сегмент Восточно-Индийского хребта (южнее 17° ю.ш.), как и первой модели [81], сформирован на краю Индийской плиты.

В.М. Тивари с соавт. [90] предположил эволюционную модель для Восточно-Индийского хребта на основе анализа эффективной упругой мощности литосферы, определенной в результате плотностного моделирования по батиметрическим и гравитационным профилям. Эта мощность оказалась разной в северной, центральной и южной частях Восточно-Индийского хребта: сравнительно высокая на севере ~17 км, более высокая на юге ~22 км и почти нулевая ~0 км в центре.

Предположительно, районы с мощной упругой литосферой были сформированы на относительно древней литосфере в стороне от спредингового хребта внутриплитным вулканизмом. Согласно этой эволюционной модели, южный сегмент располагался вдоль пограничной разломной зоны между Антарктической и Австралийской плитами, а низкие значения эффективной упругой мощности в центральном сегменте свидетельствуют о формировании мощной коры в результате взаимодействия горячей точки с спрединговым хребтом Вартон.

Приведенные три эволюционные модели [65, 81, 90] расходятся в определении природы Восточно-Индийского хребта, за исключением его северного сегмента, образованного внутриплитным вулканизмом в Индийской плите, и, частично, южного сегмента. Для объяснения природы среднего сегмента предлагаются разные модели:

– формирование сегмента на краю Антарктической плиты [81];

– формирование сегмента на краю Индийской плиты, где позже произошел перескок оси спрединга в район горячей точки [65];

– возможно, горячая точка сразу находилась в непосредственной близости от оси спрединга [90].

В связи с данными расхождениями были созданы эволюционные модели Восточно-Индийского хребта на основании анализа изменения упругой эффективной мощности литосферы Восточно-Индийского хребта по результатам пространственно-спектрального анализа спутниковых гравитационных данных [68, 87].

Р.Т. Кумар и Б.Ф. Виндлей [68] предложили свою трехфазовую тектоническую модель эволюции Восточно-Индийского хребта. Для данной модели характерна большая глубина границы Мохо (15–20 км), которая сильно прогибается под Восточно-Индийским хребтом, достигая максимального значения 22 км в его центральном сегменте в районе плато Осборн. Северный сегмент у них, как и в других моделях, сформирован внутриплитным вулканизмом в Индийской плите. Его сравнительно мощная прочная литосфера (T_e) при относительно неглубокой глубине Мохо объясняется высокой скоростью дрейфа Индийской плиты. Контрастно маломощная литосфера (T_e) центрального сегмента по сравнению с северным и южным сегментами свидетельствует о непрочной и расслоенной верхней мантии под ним. В период 60–40 млн лет назад в результате взаимодействия горячей точки Кергелен со спрединговым хребтом Вартон происходил значительный прогрев и термическое омоложение литосферы. С этим связано и глубокое залегание здесь Мохо, подтверждающее наличие корня мантийных пород низкой плотности. Такие же низкие мощности прочной литосферы при глубоком Мохо они получили и в южном сегменте. Это свидетельствует о том, что во время излияния мантийной магмы плюма литосфера здесь была относительно молодой, поэтому непрочной. В отличие от линейного и непрерывного характера T_e центрального сегмента, южный сегмент характеризуется дискретными низкими значениями T_e, потому что он сформировался вне спредингового хребта на краю Индийской плиты [68].

Р.М. Сриижит и К.С. Кришна [87] модифицировали прежнюю четырехфазную модель [65], при этом изменив границы выделенных сегментов. В работе [87] эффективная мощность коры (T_e) определена в результате плотностного моделирования на основании альтиметрических и гравиметрических данных по 72-м профилям, расположенным равномерно вдоль простирания Восточно-Индийского хребта от 8° с.ш. до 28° ю.ш. с интервалом ~50 км. На основании построенных и проанализированных карт рельефа поверхности Мохо была установлена аномально большая (15–19 км) мощность коры Восточно-Индийского хребта. Были выявлены сильные пространственные вариации значений эффективной мощности (T_e) в диапазоне от 4 до 35 км, которые объясняют то, что хребет был скомпенсирован вдоль его простирания разными изостатическими механизмами.

Эта эволюционная модель для северного (севернее 2° с.ш.) и южного (южнее 18° ю.ш.) сегментов хребта согласуется с моделями К.С. Кришна с соавт. [65], Ж.И. Ройер с соавт. [81] и В.М. Тивари с соавт. [90]. Северный сегмент характеризуется большими ≥25 км значениями эффективной мощности (T_e), что свидетельствует о его формировании на прочной, относительно древней литосфере. Эффективная мощность (T_e) в диапазоне 10–14 км в южном сегменте предполагает его формирование на умерено прочной литосфере за пределами спредингового хребта. Тогда как для центрального сегмента с сильной изменчивостью значений эффективной мощности (T_e) в диапазоне 4–24 км предложена более сложная модель взаимодействия спредингового центра с горячей точкой вместе с многократными перескоками спредингового хребта под Восточно-Индийским хребтом. Северная часть его центрального сегмента (2° с.ш.– 8° ю.ш.) с хаотичными значениями эффективной мощности, по-видимому, формировалась на коре переменчивого возраста, образованной многократными перескоками спредингового хребта, тогда как его южная часть (8° ю.ш.–18° ю.ш.) с более плавно линейно меняющимися значениями эффективной мощности была сформирована на коре с монотонно увеличивающимся возрастом в результате умеренного перескока хребта на юг. Морфологической границей между двумя этими частями является косая разломная зона 89° в.д., которая пересекает Восточно-Индийский хребет примерно на 11° ю.ш. и действует как термомеханическая граница для интенсивного вулканизма горячей точки Кергелен.

Модели К.С. Кришна с соавт. [65], Ж.И. Ройер с соавт. [81, Р.М. Сриижит и К.С. Кришна [87] наследуют модель тектонической эволюции Восточно-Индийского хребта Дж.Г. Склейтера и Р.Л. Фишера [86], связанную с перескоками спредингового хребта Вартон в южном направлении. Подобные перескоки провоцируются воздействием близко расположенного мантийного плюма, который создает термическую аномалию, разрушавшую океаническую литосферу. В данной модели эти перескоки спредингового центра объясняли наличие в центральном сегменте Восточно-Индийского хребта между разломными зонами 86° в.д. и 90° в.д. аномального участка протяженностью по широте 11° (~2000 км), который в два раза длиннее участков океанической коры того же возраста в прилегающих котловинах. Скорость образования коры Восточно-Индийского хребта ~118 км/млн лет в два раза превышает скорость образования коры в прилегающих котловинах Центральной западнее разломной зоны 86° в.д. (58 км/млн лет) и Вартон восточнее разломной зоны 92° в.д. (55 км/млн лет) [67]. Данное различие не может быть объяснено простым дрейфом плиты, т.е. разницей между относительными скоростями движения плиты, зарегистрированными спрединговыми линейными магнитными аномалиями. Это различие определяется скоростью вулканического разрастания Восточно-Индийского хребта. Данный аномальный протяженный участок Восточно-Индийского хребта сформирован корой, образовавшейся на Индийской и Антарктической плитах одновременно по обе стороны от разделяющей их спрединговой границы, после ее перескока [67]. Предположительно, многократные перескоки хребта в южном направлении происходили под Восточно-Индийским хребтом между разломными зонами 89° в.д. и 90° в.д. и были вызваны именно близостью горячей точки Кергелен к оси спредингового хребта. После каждого такого перескока часть коры из Антарктической плиты причленялась к коре Индийской плиты. Сегменты Восточно-Индийского хребта, сформированные на Антарктической плите, должны иметь обратную возрастную последовательность (т.е. возраст уменьшается в северном направлении) на фоне общего омоложения хребта в южном направлении (см. рис. 7, а).

Положение фиксированного мантийного плюма под спрединговым центром в обстановке, при которой происходил перескок спредингового центра в южном направлении, привлекало внимание исследователей и раньше [86]. Поэтому Дж.Г. Склейтер и Р.Л. Фишер [86] предполагали, что Восточно-Индийский хребет – это вулканическая гряда, образованная в месте пересечения активного спредингового центра с протяженным трансформным разломом без какого-либо участия плюма. Тем не менее, в более поздних моделях, где Восточно-Индийский хребет рассматривается как след горячей точки Кергелен, эти перескоки спредингового хребта Вартон сохраняются как основной механизм формирования центрального сегмента Восточно-Индийского хребта [65, 81, 87]. Формирование Восточно-Индийского хребта иллюстрируют схемы его тектонической эволюции на время 74, 62, 55 и 42 млн лет назад (рис. 8) и взаимодействие при этом горячей точки Кергелен со спрединговым хребтом (рис. 9), по [67], развивающие более ранние представления К.С. Кришна с соавт. [65]. Непосредственно западнее Восточно-Индийского хребта отмечены два эпизода – примерно 65 и 42 млн лет назад перескок спредингового хребта Вартон, и в результате – перемещение океанической коры Антарктической плиты на Индийскую плиту [67]. Эти выводы основаны на хорошо определенных линейных магнитных аномалиях в Центральной котловине и котловине Вартон, прилегающих к Восточно-Индийскому хребту. Около 50% океанической коры прогнозируется в узком коридоре непосредственно под Восточно-Индийским хребтом, куда она была перенесена частыми небольшими перескоками спредингового хребта. Однако этот вывод условный, т.к. магнитные аномалии в этом коридоре не выявлены.

Рис. 8.

Тектоническая эволюция Восточно-Индийского хребта в интервале поздний мел–ранний кайнозой (по данным [67], c дополнениями и изменениями). Схемы построены по четырем временны́м интервалам, которым соответствуют магнитные аномалии: (а) – С33 (~74 млн лет); (б) – С28 (~62 млн лет); (в) – С25 (~55 млн лет); (г) – С20 (~42 млн лет). Обозначено: ВИХ – Восточно-Индийский хребет; Ант – Антарктическая плита; Инд – Индийская плита. Показано: возраст базальтов (в скобках); направления движения расплавов, продуцируемых горячей точкой Кергелен (стрелка); номер скважины глубоководного бурения и установленный возраст (точка). 1 – спрединговые центры Вартон и трансформные разломы, хорошо определенные по магнитным аномалиям в котловинах, прилегающих к Восточно-Индийскому хребту; 2 – палеоспрединговая ось хребта Вартон под Восточно-Индийским хребтом, положение условно, т.к. магнитные аномалии здесь не выявлены; 3 – перемещенная кора Антарктической плиты; 4 – измененная кора Индийской плиты, перенесенная с Индийской плиты на Антарктическую и обратно; 5 – участок Восточно-Индийского хребта между трансформами 89° в.д. и 90° в.д., где кора Антарктической плиты смещается небольшими перескоками; 6 – участок Восточно-Индийского хребта между трансформами 88° в.д. и 89° в.д., где Антарктическая кора смещается небольшими перескоками

Рис. 9.

Схематические модели взаимодействия плюма Кергелен с ближайшими сегментами хребта и океанической литосферой во время образования Восточно-Индийского хребта (по [37, 67], c изменениями и дополнениями). Инд – Индийская плита, Ант – Антарктическая плита. Показано (стрелки) направления движения расплавов, продуцируемых горячей точкой Кергелен. (а) – внеосевой вулканизм, при котором горячая точка располагалась севернее от спредингового центра; (б) – осевой вулканизм, при котором горячая точка располагалась под спрединговым хребтом после перемещения границы Индийской плиты к северу относительно почти неподвижной Антарктической плиты; (в) – вулканизм на фланге хребта, при котором горячая точка располагалась под утоненной литосферой Антарктической плиты; (г) – осевой вулканизм, при котором горячая точка расположена в стороне, под древней литосферой Антарктической плиты. 1–2 – неоднородности в зоне плавления (по [37]): 1 – поднимаемые плюмом, 2 – образованные в результате подплавления литосферы

Несмотря на то, что в приведенных пяти эволюционных моделях северный сегмент Восточно-Индийского хребта был сформирован внутриплитным вулканизмом внутри Индийской плиты вдали от спредингового центра [65, 81, 87, 90], отмершие его сегменты и связанная с ними избыточная океаническая кора были выявлены в пределах хребта севернее экватора [48]. М. Деса с соавт. [48] считают, что взаимодействие спредингового хребта с плюмом, проявляющееся в перескоках спредингового хребта на юг, было еще 75.8 млн лет назад вплоть до 5.4° с.ш. На основании структурного анализа разломной тектоники вдоль Восточно-Индийского хребта по данным многолучевой батиметрической съемки и многоканального сейсмопрофилирования рейса научно-исследовательского судна “Roger Revelle” в 2007 г. (США) и спутниковых гравитационных карт выявлено развитие по всему хребту сбросов, изначально образовавшихся в спрединговом центре [83]. Это предполагает, что все время своего формирования Восточно-Индийский хребет никогда не был далеко от спрединговой зоны, что не согласуется с рассмотренными нами эволюционными моделями.