Геологическое строение и эволюция Евразийского суббассейна Северного Ледовитого океана (СЛО) на протяжении нескольких десятилетий продолжают оставаться предметом жарких дискуссий между исследователями всего мира. С появлением первых магнитометрических данных в регионе и выделением на их основе серии линейных магнитных аномалий (ЛМА), [Карасик, 1971] была выдвинута гипотеза о спрединговой природе образования хребта Гаккеля и глубоководных котловин Амундсена и Нансена [Карасик, 1973; Карасик и др., 1983]. Предполагалось, что Евразийский суббассейн начал свое формирование в кайнозое в результате раскрытия срединного океанического хребта Гаккеля и последующего его разрастания с образованием молодой океанической коры между хребтом Ломоносова и Баренцево-Карским шельфом [Грачев и др., 1970; Грамберг и др., 1990]. Однако, с появлением новых сейсмических данных [Гусев и др., 2002; Рекант и др., 2015; Рекант, Гусев, 2016] в Евразийском суббассейне СЛО выявлены аномальные черты строения, противоречащие спрединговой модели образования Евразийского суббассейна [Дараган-Сущова и др., 2004; Поселов и др., 1998; Рекант, Гусев, 2016]. В прилаптевоморской части суббассейна спрединговый аккреционный тип океанической коры активно формировался, по-видимому, от времени 13 линейной магнитной аномалии по сей день.

Используемые материалы

Работа по изучению прилаптевоморской части Евразийского суббассейна проводилась во ФГБУ «ВНИИОкеангеология» в рамках создания комплекта геологической основы масштаба 1:1 000 000 листов U-49,50,51,52 (хребет Гаккеля) с 2015 по 2017 гг. Площадь листов ограничена 80⁰-84⁰ с.ш. и 108⁰-132⁰ в.д. и является одной из наиболее труднодоступных и наименее изученных областей глубоководной части арктической окраины России. Однако, западная часть листов входит в зону, оговоренную в Заявке Российской Федерации по внешней границе континентального шельфа Российской Федерации и поэтому требует особого внимания к изучению ее геологического строения.

В качестве батиметрической основы для работы по листам была использована международная карта IBCAO версии 3.0 с дополнениями, полученными в ходе анализа сейсмических и батиметрических данных.

Для изучения геологического строения региона использовались в основном материалы сейсмических съемок МОВ ОГТ 2Д, полученные в ходе экспедиций «Шельф-2011» (Курсин и др., 2012-Ф) и «Арктика-2014» (Смирнов, 2014-Ф) (рис.1). В 2014-2015 гг.  геофизическая партия ОАО «МАГЭ» на НИС «Николай Трубятчинский» провела морские исследования, включающие сейсморазведочные работы МОВ ОГТ 2Д. Полученные в ходе этой съемки данные существенно увеличили геолого-геофизическую изученность осадочного чехла до глубины 12 км в пределах котловин Амундсена и Нансена.

Также использовались карты магнитных и гравиметрических аномалий масштаба 1:1 000 000, составленные впервые во ФГБУ «ВНИИОкеангеология» в рамках создания Геофизической основы для листов U-49,50,51,52.

Тектоника южной части Евразийского суббассейна

Срединноокеанический хребет Гаккеля является крупнейшим в Евразийском суббассейне сводообразным, линейно-ориентированным в субмеридиональном направлении поднятием, разделяющим котловины Амундсена и Нансена. В тектоническом отношении хребет Гаккеля представляет собой тектоно-магматическое поднятие, сопряженное с указанными впадинами.

Впадина Амундсена (рис. 2) на сейсмических профилях имеет отчетливо выраженное ступенчато-зональное строение. Она разделена на продольные зоны, ограниченные сбросами. На крайнем востоке располагается осевая зона впадины шириной около 30 км на севере и около 50 км на юге. В ее пределах мощность осадочного чехла варьирует в интервале 3-5 км, достигая максимального значения до 9 км в самой южной части (рис. 3) (Кириллова и др., 2016-Ф). Западное крыло впадины Амундсена шириной от 100 км на севере до 57 км на юге отделено от осевой зоны линией субмеридионального сброса. Мощность осадочного чехла в западном крыле впадины Амундсена составляет 1-2 км.

На сейсмическом профиле DOP1501_04 (рис.3) в осадочном чехле отчетливо просматриваются два комплекса. Верхний комплекс слагает хорошо выдержанную слабо структурированную толщу относительно сейсмически прозрачную, мощностью до 3,0-3,5 км. Его можно назвать бассейновым комплексом кайнозойского возраста. Он залегает несогласно на нижнем комплексе. Нижний комплекс отличается контрастными рефлекторами и структурой. В грабенах отложения комплекса со следами деформаций достигают мощности 8 км. В горстах нижний комплекс сменяется интрузивными базитами или сочетанием базитов и сильно деформированных осадочных образований. По своей природе нижний комплекс является типично синрифтовым. Его возрастной диапазон предполагается в пределах мела (возможно, включает и среднюю-верхнюю юру) по аналогии с Северным Таймыром и о. Большевик, где закартированы в чехольном залегании соответствующие отложения [Дибнер и Мирошников, 1964; Качурина и др., 2013].

Тектоно-магматическое поднятие Гаккеля протягивается в север-северо-западном направлении через всю площадь листа. Ширина его у южной границы листа составляет около 90 км, увеличиваясь к северу до 140 км. Поднятие представляет собой молодую блоковую структуру, формирование которой продолжается и в настоящее время. Мощность осадочного чехла, преимущественно кайнозойского, меняется на поднятии с севера на юг. В северной части, в области многочисленного развития «рифтовых гор» [Рекант, Гусев, 2016], чехол отсутствует или составляет первые сотни метров. Эти горы сложены современными вулканическими конусами, прорывающими весь осадочный чехол и возвышающимися над поверхностью дна на высоту до 500 м. В южной части поднятия Гаккеля мощность осадочного чехла возрастает до 1 км, а в отдельных грабенах достигает 2 км и более.

В поперечном сечении поднятие Гаккеля асимметрично: его западное крыло уже восточного в 1,5-2 раза. Осевая зона поднятия на всем протяжении рассечена рифтовой долиной шириной 15-30 км. Ее внутреннее строение отражено на сейсмическом профиле ARC-11-24 в виде ступенчатого грабена, выполненного осадочной толщей мощностью до 3300 м в наиболее глубокой его части (рис. 4). Скоростная характеристика разреза (Курсин и др., 2012-Ф) определяется наличием четырех преломляющих границ (Vr) сверху вниз: 1,9 км/с на глубине 0,2 км от поверхности дна; 2,3 км/с - 0,85 км; 3,6 км/с - 1,65 км и 7 км/с - 3,3 км. По мнению авторов, эти скоростные границы делят осадочный чехол на 3 разновозрастные толщи сверху вниз: плиоцен-миоцен, палеоцен-эоцен, мел. Основание разреза с Vr 7,0 км/с представляет нижняя кристаллическая кора.

Анализ сейсмических материалов по профилям МОВ ОГТ однозначно указывает на интрузивный тип базитового магматизма как на поднятии Гаккеля, так и в обрамляющих его впадинах. Упомянутые выше вулканические постройки в районе рифтовых гор, прорывающие весь осадочный чехол, представлены предположительно базальтами. К ним же можно отнести вулканические образования, зафиксированные на профилях ARC-14-05, ARC-11-26, ARC-14-20 и ARC-11-24 в обрамлении вулкано-тектонической впадины Киселева, характеристика которой приводится ниже. На всей же остальной площади базитовые образования интрузивного характера представлены, скорее всего, полнокристаллическими долеритами и, возможно, габбродолеритами. Их внедрение в осадочный чехол сопровождалось деформированием последнего. В этой ситуации вполне логично ожидать внедрение в осадочную толщу силлов и даек долеритов, которые предполагаются на некоторых сейсмических профилях [Артемьева, Гусев, 2017].

Вулкано-тектоническая впадина Киселева названа нами в честь Ю.Г. Киселева – первого исследователя глубоководной части Северного Ледовитого океана методом авиадесантных сейсмозондирований МОВ. По результатам этих работ Ю.Г. Киселевым опубликована в 1986 г. монография «Глубинная геология Арктического бассейна». В ней он впервые излагает концепцию о формировании структуры поднятия Гаккеля в результате подъема кровли второго океанического слоя, сложенного базитами. Фронт базитов «…сечет первичный слоистый чехол осадочных образований и образует так называемый акустический фундамент, резко несогласный со всей первичной слоистостью разреза» [Киселев, 1986]. Все данные по сейсмическим профилям МОВ ОГТ на рассматриваемом листе полностью подтверждают точку зрения Ю.Г. Киселева.

Вулкано-тектоническая впадина Киселева очерчивается в рельефе дна как структура овальной формы размером до 95 км по длинной субмеридиональной оси и 40-45 км по короткой субширотной. Судя по сейсмическим профилям ARC11-026 и ARC14-05 (рис. 5), перепад глубин океана между днищем впадины и возвышенностями ее обрамления достигает 2150 м. На этих же профилях видно ступенчатое проседание поверхности базальтов от обрамляющих возвышенностей внутрь депрессии по крутопадающим сбросам. На ступенчатость проседания указывает характер поверхности дна в вершинной части и склоне впадины. По рисунку рельефа окружающих ее возвышенностей, а также малой мощности осадков в ее днище напрашивается вывод о ее более молодом возрасте по отношению к осевой рифтовой зоне. Наряду с кольцевыми сбросами проседания на склонах впадины по рельефу дна намечаются осложняющие ее небольшие радиальные сбросы. Они фиксируются крутыми распадками, расположенными ортогонально по отношению к общему склону впадины. Днище впадины Киселева почти лишено осадков, тогда как в рифтовой зоне в 20 км южнее общая мощность осадочного чехла составляет 3300 м (рис. 4). Такой контраст объясняется, возможно, значительным «панцирем» базальтовых покровов в днище впадины, экранирующих сейсмический сигнал.

Впадина Нансена (рис.2) на площади листа остается сейсмически не изученной. О ее строении в какой-то мере можно составить представление по сейсмическим профилям МОВ ОГТ DOP1501 и DOP1501B, ортогонально пересекающим впадину Нансена в южной части Евразийского суббассейна в восточно-северо-восточном направлении. По аналогии со впадиной Амундсена, предположительно, намечены три зоны: западного крыла, осевая и восточного крыла. В западном крыле мощность осадочного чехла предполагается 3-5 км, в осевой зоне 5-7 км и в восточном крыле 1-3 км.

История геологического развития южной части Евразийского суббассейна

История геологического развития Евразийского суббасейна по общепринятой плейттектонической концепции привязана к возрасту линейных магнитных аномалий и исчисляется с раннего кайнозоя (примерно 56 млн лет). Именно к этому возрастному интервалу относится возникновение срединно-океанического хребта Гаккеля и начало спрединга с образованием молодой океанической коры и формированием на ней Евразийского океанического суббассейна. Осадочный комплекс, выстилающий этот бассейн, по определению не может быть древнее кайнозоя. У авторов данной работы сформировалась иная точка зрения.

Полученные материалы позволяют с определенной долей уверенности относить начало формирования Евразийского суббассейна к позднему мезозою. По крайней мере, в раннем мелу, а возможно, и в средней юре, как нам представляется, началось заложение Евразийского седиментационного суббассейна. История более ранних этапов геологического развития на месте Евразийского суббассейна остается загадочной.

Основополагающее значение для понимания структуры и истории геологического развития Евразийского суббассейна имеет сводный сейсмический профиль МОВ ОГТ, состоящий из четырех отрезков DOP1501, DOP1501B, DOP1501_04 и DOP1501_05 (Кириллова и др., 2016-Ф) (рис. 1). Он начинается на шельфе в 100 км от северо-восточного побережья Таймыра и о. Большевик и пересекает Евразийский суббассейн в северо-восточном, а далее в восток-северо-восточном направлении до континентального склона на участке сочленения с хребтом Ломоносова. На всем протяжении профиля четко выделяются два сейсмокомплекса. Верхний хорошо коррелируется с, предположительно, аналогичным комплексом на хребте Ломоносова, где он привязан к данным бурения и всеми однозначно интерпретируется как кайнозойский с пластовыми скоростями 2,0-2,2 км/с. Этот относительно «сейсмически-прозрачный» комплекс трактуется как бассейновый. Мощность бассейнового сейсмокомплекса в наиболее погруженной зоне Евразийского суббассейна не превышает 3000 м.

Нижележащий сейсмокомплекс резко отличается от бассейнового по нескольким параметрам. Во-первых, по характеру сейсмозаписи его разрез сложен контрастными отложениями с ярко выраженными рефлекторами. Во-вторых, его максимальная мощность в отдельных структурных зонах в несколько раз превышает мощность бассейнового сейсмокомплекса достигая 8000 м. И в-третьих, что самое главное, он резко отличается контрастной структурой. Она представляет сочетание глубоких рифтогенных прогибов с мощным осадочным выполнением и горстовых поднятий почти лишенных осадков. Иначе говоря, это типичный синрифтовый докайнозойский комплекс.

Возникает вопрос о возрасте синрифтового комплекса. Ответ на него кроется в шельфовой притаймырской части сейсмического профиля. На ней мы видим под бассейновым комплексом в интервале сейсмической записи 1-2 с пакет контрастных отражений, разбитых разрывами на отдельные блоки. Если обратиться к материалам листа Т-45-48 Госгеолкарты м-ба 1:1 000 000 [Качурина и др., 2013], то мы найдем там ответ на поставленный вопрос.

На северо-восточном Таймыре и южном побережье острова Большевик установлены в чехольном залегании отложения всех отделов юрской системы и нижнего мела. Они расчленены на серию местных свит от континентального генезиса в нижней и частично средней юре до прибрежно-морского и морского во второй половине средней юры, в верхней юре и валанжинском ярусе нижнего мела. В апт-альбе выделены континентальные угленосные отложения. В основании нижней юры установлена кора выветривания каолинового типа. Все последующие свиты залегают со стратиграфическим несогласием на нижележащих отложениях либо непосредственно на складчатом основании архейского, нижне-протерозойского и рифейского комплексов. Состав отложений меняется от слабо сортированных конгломератов, гравилитов и песчаников в нижних свитах до более мелкозернистых песчаников, песков и алевритов в верхних. Морские отложения насыщены разной фауной, в восточном направлении в них появляются пласты известняков и песчаников с карбонатным цементом. Суммарная мощность юрско-мелового разреза составляет чуть более 300 м. Несомненно, что приведенный разрез юрско-меловых отложений является периферийной частью области осадконакопления, расположенной северо-восточнее, т.е. на месте современного Евразийского суббассейна. В юре и раннем мелу это был преимущественно морской внутриматериковый бассейн, в котором накапливались терригенные отложения песчано-глинистого состава, включающие отдельные пласты и пачки известняков и известковистых песчаников.

Указанный выше сейсмический профиль МОВ ОГТ 2015 г. несет в себе еще одну очень важную геологическую информацию. На нем отчетливо проступает осевая рифтовая зона Евразийского суббассейна в начальной стадии своего развития, заполненная осадочной толщей, но полностью лишенная обрамляющих поднятий, как севернее в зоне хребта Гаккеля. Из этого следует вполне определенный вывод о последовательности геологических событий при формировании срединно-океанического хребта Гаккеля. В начале в осадочном бассейне зарождается рифтовая зона, а затем возникают обрамляющие ее тектоно-магматические поднятия и окончательно оформляется срединно-океанический хребет. И тогда вполне логично ожидать в рифтовой зоне фрагмент осадочного чехла бассейна, в котором она возникла.

В рассматриваемом нами районе мы имеем дело с начальной стадией зарождения и эволюции срединно-океанического хребта. В более зрелые фазы его эволюции осадочные образования рифтовой зоны исчезают под влиянием активно-продолжающейся магматической деятельности. Мы видим это на примере вулкано-тектонической впадины Киселева. Она практически лишена осадков, тогда как южнее и севернее они присутствуют в рифтовой зоне. Мы считаем, что причиной этому является полная или частичная контаминация осадков базальтовыми расплавами.

Синрифтовая стадия развития Евразийского суббассейна в меловом периоде сменилась в кайнозое бассейновой стадией, в начале которой в достаточно спокойной обстановке в морском мелководном бассейне стал накапливаться осадочный комплекс алеврито-глинистых отложений с редкими пачками тонкозернистых псаммитов. По периферии бассейна морские отложения сменялись прибрежно-морскими и континентальными (пресноводными). Подтверждением этому служат находки пресноводного папоротника Azolla в скважине ACEX-302 на хребте Ломоносова [Brinkhuis et al., 2006].

С олигоцена началось углубление Евразийского суббассейна, что привело в конечном виде к возникновению современной структуры Северного Ледовитого океана.

Магматическая деятельность в Евразийском суббассейне охватывает позднекайнозойский временной интервал, накладываясь на структуру осадочного комплекса. Магматические образования проявились в большем объеме в жильной интрузивной фации в виде силлов и даек долеритов. В пределах рифтовой зоны хребта Гаккеля они представлены и в эффузивной фации, где прорывают весь осадочный чехол, слагают вулканические постройки, возвышающиеся на поверхности дна. Концепция линейных магнитных аномалий, по которым датируется возраст глубоководных впадин Евразийского суббассейна, не согласуется с сейсмическими данными в самом суббассейне и с геологическими данными по его обрамлению. Рифтовая зона хребта Гаккеля, совпадающая с морфологически выраженной её частью в рельефе океанского дна, можно соотнести с акреционным океаническим фундаментом, совпадающим в плане с линейными магнитными аномалиями от 0 до 13.

Список литературы

Артемьева Д.Е., Гусев Е.А. Новые данные о строении Сибирской части Евразийского бассейна (котловина Нансена, хребет Гаккеля, котловина Амундсена) // Материалы V Международной конференции молодых ученых и специалистов памяти академика А.П. Карпинского (28 февраля - 3 марта 2017 г., ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург) [Электронный ресурс] / Минприроды России, Роснедра, ВСЕГЕИ. – Электрон. данные. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2017. С. 10-13.

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

Грачев А.Ф., Деменицкая Р.М., Карасик А.М. Срединный Арктический хребет и его материковое продолжение // Геоморфология. 1970. № 1. C. 42-45.

Гусев Е.А., Зайончек А.В., Мэннис М.В., Рекант П.В., Рудой А.С., Рыбаков К.С., Черных А.А. Прилаптевоморское окончание хребта Гаккеля // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, 2002. Вып. 4, с. 40-54.

Дараган-Сущова Л.A., Поселов В.А., Дараган-Сущов Ю.И. Сейсмогеологический анализ моделей развития Евразийского бассейна // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, 2004. Вып. 5. С. 111-124. 

Дибнер В.Д., Мирошников Л.Д. Меловые отложения горного Таймыра// Геология и геофизика. 1964. №2. С. 15

Карасик А.М. Магнитные аномалии океана и гипотеза разрастания океанического дна // Геотектоника. 1971. № 2. С. 3-18.

Карасик А.М. Аномальное магнитное поле Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана // Доклады Академии наук СССР. 1973. Том 211. № 1. С. 86-89.

Карасик А.М., Савостин Л.А., Зоненшайн Л.П. Параметры движения литосферных плит в Евразийском бассейне Северного Ледовитого океана // Доклады Академии наук СССР. 1983. Том 273. № 5. С. 1191-1196.

Качурина  Н. В., Макарьев  А. А., Макарьева  Е. М. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серии Северо-Карско-Баренцевоморская и Таймырско-Североземельская. Лист T-45−48 − м. Челюскин. Объяснительная записка. − СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2013, 568 с.

Киселев Ю.Г. Глубинная геология Арктического бассейна. Недра, Москва, 1986 г., 224 стр.

Поселов В.А., Буценко В.В., Павленкин А.Д. Альтернатива спрединговой природе Евразийского бассейна по сейсмическим данным (на примере геотрансекта хребет Гаккеля - хребет Ломоносова) // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Выпуск 2. СПб., ВНИИОкеангеология, 1998, с. 177-183.

Рекант П.В., Петров О.В., Кашубин С.Н., Рыбалка А.В., Винокуров И.Ю., Гусев Е.А. История формирования осадочного чехла глубоководной части арктического бассейна по данным сейсмических исследований МОВОГТ // Региональная геология и металлогения. 2015. № 64. С. 11-27.

Рекант П.В., Гусев Е.А. Структура и история формирования осадочного чехла рифтовой зоны хребта Гаккеля (Северный Ледовитый океан) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 9. С. 1634-1640.

Brinkhuis H. et al. Episodic fresh surface waters in the Eocene Arctic Ocean // Nature (London, U.K.). 2006. Vol. 441(7093). P. 606–609. doi:10.1038/nature04692.

Ссылка на статью:

Артемьева Д.Е., Виноградов В.А., Гусев Е.А. Особенности строения и история формирования южной части Евразийского суббассейна // 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов (под ред. В.Д. Каминского, Г.П. Аветисова, В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. C. 40-47..