Рассматриваемая тектоническая структура состоит из трех основных подразделений: Гиперборейской платформы (рис. 1), Иннуитско-Колымско-Верхоянского складчатого пояса и зоны тектонического дробления. Образование их связано с позднекембрийско-позднемезозойским и современным этапами тектонической активизации.

Гиперборейская платформа была намечена еще Н.С. Шатским [Шатский, 1935] в процессе маршрутных исследований и на основе анализа геоморфологической мелкомасштабной карты, хотя не была подтверждена геологически. Впоследствии ее положение было уточнено [Пущаровский, 1976]. Современное представление о структуре этой области получено в результате анализа новых геолого-геофизических данных, преимущественно донно-каменного материала [Кабаньков и др., 2004а, 2004б, 2012].

Южнее Гиперборейской платформы в Западном полушарии расположена Иннуитская складчатая система, отсекающая ее от Гренландской платформы. Складчатая система, сложенная преимущественно обломочными позднедокембрийско-мезозойскими образованиями, пологой дугой охватывает с юга Гиперборейскую платформу. Эти отложения «вливаются» в зону Колымско-Верхоянской тектонической системы и образуют огромный складчатый пояс, охватывающий более половины Гиперборейской платформы. Граница Колымско-Верхоянской складчатости проходит по передовому прогибу, в пределах которого выделяется несколько зон: Коллвилская, Северо-Чукотская и Вилькицкая. Вся эта структура обосновывается стратиграфическим коррелятивом - горизонтом граптолитовых сланцев ордовикско-силурийского возраста, прослеживающимся от северо-западной части Иннуитской складчатой системы, через Канадскую Арктику, Аляску, Новосибирские острова, на восточный Таймыр и далее.

По краю платформы в районе острова Гренландия идет неширокая полоса глубоко метаморфизованных пород со специфическими текстурами типа района Морис-Джессуп или массива Пири, которые сложены гранито-гнейсами и кристаллическими сланцами. Этот комплекс пород подстилает Иннуитскую складчатость, служит фундаментом Гиперборейской платформы.

С баренцевоморской стороны платформа ограничена зоной дробления, связанной с контактовым взаимодействием Северо-Американской и Евразийской плит. Здесь встречается дробленый материал, близкий платформе и островам Баренцева моря.

Гиперборейская платформа

Эта платформа занимает большую часть глубоководной области Центрально-Арктического бассейна. Она имеет эпикарельский возраст и на востоке окаймляется Иннуитско-Верхоянско-Колымским складчатым поясом позднемезозойского возраста.

Дно глубоководной части бассейна интенсивно расчленено, здесь выделяются крупные горные массивы, хребты, поднятия Ломоносова, Менделеева, Альфа, Гаккеля и Чукотское плато, осложненное поднятием Нордуинд. Эти морфоструктуры разделены крупными впадинами и котловинами: Нансена, Амундсена, Подводников, Макарова, Менделеева и другими меньшего масштаба. Довольно резко выпадает из ряда перечисленных морфоструктур Канадская котловина. Обстановка образования подобных морфоструктур и тектонические условия в этой области были другими.

Все морфоструктуры имеют ориентировку, близкую к меридиональной. В целом эта система структур и разломы имеют приблизительно одинаковую ориентацию, что свидетельствует о формировании их в устойчивой геодинамической обстановке. Это связано с процессом взаимодействия таких крупных массивов, как Северо-Американская и Евразийская плиты. Следы этих процессов мы видим в разные этапы формирования с позднедокембрийско-раннепалеозойского времени в Иннуитской складчатой структуре. После завершения этого этапа и последовавшего за ним блокового обрушения сформировался современный рельеф глубоководной части. Образование вулкано-тектонической структуры хребта Гаккеля в самом конце кайнозоя также связано с таким же геодинамическим процессом.

В процессе изучения был воссоздан разрез нижней толщи акустического фундамента поднятия Менделеева, и на основе анализа палеонтологических и радиологических данных определен его рифейско-палеозойский возраст. Этот разрез отнесен к категории разрезов стратотипической местности. Возраст верхней толщи чехольных образований определяется корреляцией с разрезом, вскрытым глубоководной скважиной АСЕХ-302, и датирован как верхнемеловой-кайнозойский.

Характеристика основных морфоструктур платформы

1. Хребет Ломоносова. На хребте Ломоносова скв. АСЕХ-302 вскрыты самые верхи платформенного чехла на глубину 428 м от поверхности дна [Backman et al., 2006]. Вскрытая скважиной толща осадков подразделяется на комплексы с пластовой скоростью до 2,0-2,2 км/с.

До глубины 405 м разрез сложен алевритистыми глинами с редкой галькой кварцито-песчаников, доломитов. Возраст этой части разреза - палеоцен-плейстоценовый.

При детальной стратиграфической разбивке 405 м толщи разными исследователями возникли расхождения и затруднения, в том числе связанные с определением полноты разреза и выпадением части толщи вследствие размыва осадков. Предполагается длительный, 96 млн лет, перерыв в осадконакоплении. Некоторые исследователи считают этот перерыв короче [Ким, Глезер, 2007], есть и сторонники полного отсутствия перерыва.

Еще одна проблема - возраст ~20 м (в инт. 405–428 м) горизонта песчаников, составляющих основание разреза скважины. Нижняя граница этого горизонта и его взаимоотношение с подстилающими породами неясны. Органические остатки встречаются только в самом основании горизонта и представлены, предположительно, верхнемеловыми фораминиферами. Перекрывается этот горизонт песчаников точно датируемыми позднепалеоценовыми образованиями как будто несогласно. Таким образом, верхнемеловой возраст здесь вполне достоверен.

Характеризуемый горизонт позднемеловых песчаников, составляющих основание скважины, залегает, по мнению многих исследователей, несогласно. Подстилающие породы не вскрыты, и далее следует резкий (4,1 км/с) скачок пластовых скоростей.

Скв. АСЕХ-302 остановлена на глубине 428 м, ниже осадки неизвестны. О нижележащих породах мы судим по составу обломков на склонах хребта. Ниже по склону породы представлены обломками аргиллитов, буквально переполненных остатками обугленных древесных хвойных. В развалах пород найден один обломок древесины, по определению А.Д. Громыко, юрско-мелового возраста. Здесь же встречаются иглы губок, микрофоссилии (определения Л.А. Фефиловой). В этих же породах найдены микрофоссилии, руководящие для юрско-мелового возраста [Grantz et al., 2001]. Мощность толщи, послужившей источником обломков этих пород и органических остатков, судя по сейсмическим данным, - 500 м.

Непосредственного контакта этой толщи с подстилающими отложениями не наблюдалось. Возраст данного подразделения - юрско-меловой.

Более древняя толща, высыпки пород которой наблюдаются на крутых склонах, представлена довольно плотными темноокрашенными разностями песчано-алевритовой размерности полимиктового состава. Судя по плотности и вторичным изменениям пород, эта толща, несомненно, подверглась высокому давлению и метаморфизму. Поэтому можно предположить, что возраст их древнее, чем юрско-меловой. Мощность пород, послуживших источником обломков, ориентировочно составляет 700–800 м.

Ниже залегающая толща у основания хребта по составу обломков отличается от всех вышележащих. Обломки представлены светлоокрашенными кварцевыми песчаниками, доломитами, известняками. Толща пород характеризуется высокой (до 5,0 км/с) пластовой скоростью, типичной для пород акустического фундамента. Мощность этой толщи - сотни метров, что коррелируется с данными МОВ ОГТ, полученными МАГЭ, и данными ГСЗ по профилю «Арктика-2007». Сейсмические данные свидетельствуют о резкой невыдержанности разрезов всех подразделений хребта.

Следует отметить, что геологическое строение хребта не исчерпывается четырьмя толщами. В его строении выделяется своеобразный комплекс пород, развалы которого обнаружены у основания отрога Геофизиков. Создается впечатление, что отрог является самостоятельной структурой, связанной с крупным разломом. Комплекс полевошпат-кварцевых пород этой морфоструктуры характеризуется признаками сильнейшего катаклаза и бластеза. Они не имеют сходства с древними породами архейского фундамента. Из этих своеобразных метаморфитов П.В. Рекантом была взята серия образцов с цирконами для радиогенного изучения. Самый молодой возраст цирконов - 407±5–448±4 млн лет. Близок возраст во втором образце - 571±7–688±5. Еще одна датировка довольно существенно отличается от первых двух: она равна 1137±13 млн лет [Grikurov et al., 2014].

Происхождение и возраст метаморфических пород, встреченных в пределах хребта Ломоносова, остается большой загадкой. Вероятно, в этой части проходит крупная тектоническая зона.

2. Поднятие Менделеева. Поднятие Менделеева состоит из двух толщ, верхняя из которых характеризуется четкой сейсмической структурой и низкими, не более 2,0–2,2 км/с, пластовыми скоростями. Эта толща представлена алеврито-глинистыми осадками.

Эта толща считается возрастным и литологическим аналогом отложениям верхней части разреза, вскрытой скв. АСЕХ-302 на хребте Ломоносова. Судя по имеющимся данным, они также состоят из алеврито-глинистых осадков, резко несогласно перекрывающих нижнюю толщу.

Мощность верхней толщи значительно превышает мощность вскрытой толщи хребта Ломоносова: она не менее 1000 м, а на участках значительного размыва подстилающих пород рыхлой толщи вдвое ее превышает.

Строение второй толщи воссоздано по обломкам пород, развалы которых тянутся на сотни километров. Они особенно обильны у подножия горы Шамшура и прослеживаются на юг поднятия. Этот участок и представляет стратотипическую местность второй толщи, являющуюся опорным горизонтом Гиперборейской платформы [Кабаньков и др., 2012].

В пределах поднятия Менделеева подавляющая часть обломков (до 90–95%) представлена осадочными породами, до 5–10% - долеритами и единичными обломками гранито-гнейсов, кристаллических сланцев, роговиков. Самые верхние слои в воссозданном разрезе сложены на 50% доломитами, 20% известняками и 30% кварцевыми песчаниками и алевролитами. Известняки нередко содержат обломки фауны. Породы верхней части разреза совершенно не преобразованы. Мелкозернистые песчаники имеют каолинитовый и (или) гидрослюдистый цемент. Они залегают субгоризонтально, о чем свидетельствует хорошо проявленная в сейсмической структуре слоистость.

Вниз по разрезу наблюдается падение содержания обломков известняков и рост доломитов и песчаников. Соответственно, происходит изменение распределения разновозрастных фаунистических форм. У подножия горы Шамшура найдены позднесилурийские и раннедевонские формы, выше по склону - среднекаменноугольные и позднепермские формы, у вершины - раннепермские [Кабаньков и др., 2004a]. Это также дает возможность считать, что породы, послужившие источником этого материала, залегают субгоризонтально, об этом же свидетельствуют низкие (2–3) коэффициенты окраски конодонтов.

Сопоставляя все сказанное о типе пород, степени их преобразования, высоте склонов, где они образуют значительные развалы, можно предположить, что мощность коренных пород этого возрастного интервала не менее 500 м.

Южнее описанного участка наблюдаются непрерывные развалы кварцевых песчаников и доломитов, характеризующиеся сравнительно высоким уровнем диагенетического преобразования. Описанные здесь кварцевые песчаники подверглись сильному растворению и коррозии. На зернах идет внутрипластовое нарастание, кремнезем образует регенерационные оторочки вокруг кварцевых зерен, создавая структуру типа гранобластовой и в конечном счете - подобие кварцито-песчаников. Первичный глинистый цемент здесь превращен в агрегатный серицит.

Отложения, состоящие из обломков такого типа, характерны для чехольных образований древней платформы. О возрасте исходных пород данного района можно судить по датировкам базитов, встречающихся вместе с обломками доломитов и песчаников. По трем образцам базитов измерениями в шлифах получены значения возраста цирконов - 776, 814, 790 млн лет.

Из раздробленной выше указанной пробы с цирконом с абсолютной датировкой 814 млн лет были выделены цирконы, датированные 2662 и 1958 млн лет, что близко к значениям, полученным из гранито-гнейсов, обломки которых встречаются в этом регионе. Это дает основание считать, что такие кристаллы цирконов имеют ксеногенное происхождение, они были захвачены базитовой магмой при движении ее к поверхности. Из приведенных данных следует, что в рифейское время эта территория представляла собой древнюю континентальную структуру.

Мощность донно-каменного материала, позволившего воссоздать эту часть разреза, - не менее 600–700 м, что соответствует высоте склонов, на которых и был собран обломочный материал.

Общая мощность отложений второй толщи, соответствующей акустическому фундаменту в области южнее 82° с.ш., не считая первую сейсмически изученную толщу алеврито-глинистого состава, - не менее 1500–1600 м.

Не менее полный, в какой-то мере более важный, разрез описан на хребте Альфа. Здесь наблюдался первый коренной выход пород кристаллического основания.

3. Хребет Альфа. В пределах этой морфоструктуры работы проводились с полярной станции Альфа, главным образом на участке с координатами 84–85° с.ш. и 138–152° в.д. Здесь были взяты 1 дражная и 14 колонковых проб и сделано 200 фотографий морского дна [Clark et al., 2000].

Рельеф этого участка резко расчлененный, высота склонов измеряется сотнями метров, а превышения составляют 1000 м.

Донные осадки, судя по единичной дражной пробе и фотографиям дна, состоят из крупномерного материала, представленного в основном доломитами, известняками и кварцевыми песчаниками. В известняках встречаются остатки брахиопод и мшанок каменноугольно-пермского возраста. Эта морфоструктура, судя по составу обломков, аналогична поднятию Менделеева. Здесь наиболее молодые слои имеют полное сходство со второй толщей, как и на поднятии Менделеева, выделяемой как акустический фундамент. Они состоят из доломитов, известняков и кварцевых песчаников.

На участке с координатами 84°51' с.ш. - 128°27' в.д. в районе горы Остензе поднята проба, состоящая из частиц песчано-алевритовой размерности, представленных кварцем, альбитом, олигоклазом, калиевыми разностями полевых шпатов, сцементированных гидроокислами железа. В этой массе обнаружен обломок милонитов размером 3 см, возраст которого радиологически определен по K-Na полевым шпатам (Ar⁴⁰/Ar³⁹) не моложе 1800–1900 млн лет.

Поднятая колонковой трубкой порода представляет кору выветривания. Ее возраст, скорее всего, позднеархейский. В составе обломочного материала поднятия Менделеева и хребта Ломоносова встречаются обломки гранито-гнейсов такого же возраста. Обе части разреза в общем близки и составляют единый формационный тип отложений.

Для всех песчаников характерен сходный состав тяжелой фракции, в ней резко преобладает комплекс высокоустойчивых минералов: циркона, турмалина, граната, черных рудных минералов титанистой группы. Такой комплекс минералов типичен для геологических образований всех древних платформ, обычно непосредственно залегающих на кристаллических породах.

Из терригенных пород районов поднятия Менделеева и хребта Альфа была отобрана серия проб на изотопно-геохимические U-Pb-исследования методом SIMS SHRIMP-1, которые проводились в лаборатории ВСЕГЕИ. Изучались цирконы из 22 образцов (300 кристаллов) кварцевых песчаников, гранито-гнейсов и современных осадков. На поднятии Менделеева исследовались 8 образцов: 3 - из северной части (гора Шамшура) и 5 - из более южной части поднятия. Остальные пробы были взяты на хребте Альфа.

Все образцы песчаников, независимо от их местонахождения, имеют значительный разброс датировок цирконов от позднеархейского до мезозойского. Главные различия датировок северной и южной частей поднятия - это многочисленные, сравнительно молодые кристаллы цирконов раннепалеозойского возраста. В образцах же из южной части преобладают кристаллы с датировками в пределах 1000–2000 млн лет.

Возрастные датировки цирконов, полученные американскими геологами по четырем образцам на севере поднятия Нордуинд, группируются в интервалы 480–900 и 1500–2800 млн лет. Эти значения датировок близки к значениям датировок поднятия Менделеева.

4. Хребет Нордуинд. Разрез этой морфоструктуры дан по материалам Грантца и соавт. [Grantz et al., 1998]. Она во многом схожа с верхней частью второй толщи поднятия Менделеева. Здесь на крутом склоне на юго-восточной части хребта колонковыми трубками под рыхлыми глинистыми осадками обнаружены обломки карбонатов, реже - кварцевых песчаников. В карбонатах А. Грантцем и его коллегами выявлены остатки многочисленных конодонтов позднекембрийского, ранне-позднеордовикского, каменноугольного и пермского возрастов. Судя по низкому (2–3) коэффициенту окраски конодонтов, породы, их содержащие, имеют платформенное залегание, как и на поднятии Менделеева.

Высота опробованного склона хребта - более 1000 м. Учитывая субгоризонтальное залегание коренных пород, послуживших источником обломков, мощность толщи, содержащей остатки фауны, - не менее 1000 м. Палеозойские терригенно-карбонатные породы перекрыты мезо-кайнозойскими рыхлыми образованиями.

Ниже карбонатов палеозоя на поднятии Нордуинд, по данным американских геологов [Brumley et al., 2011], залегают породы, радиогенные датировки цирконов из которых дают интервалы возрастов 430–900 и 1500–2800 млн лет. Эти данные о возрасте, как уже упоминалось, близки к тем, что получены нами из терригенных пород акустического фундамента на поднятии Менделеева. Поэтому мы предполагаем, что непосредственно под кембрийскими отложениями хребта Нордуинд залегает толща рифейско-раннекембрийского возраста, мощность которой не установлена. Судя по присутствию здесь же обломков архейского возраста, рифейские породы перекрывают кристаллическое основание.

Полученные данные о возрасте детритовых цирконов недостаточны для детальной оценки стратиграфической разбивки воссозданных разрезов. Они в самой общей форме оценивают геологию разреза Центрально-Арктической области. Радиологические данные плохо увязываются с палеонтологическими. Так, например, в разных образцах из одних и тех же обломков цирконы имеют мезозойский возраст, а органические остатки - палеозойский.

5. Хребет Гаккеля. Хребет Гаккеля, котловины Амундсена и Нансена завершают морфоструктурный план западной части глубоководного Центрально-Арктического бассейна. Морфоструктуры этой области мало чем отличаются от таких же образований Амеразийского суббассейна. Хребет в этой системе поставлен в особое положение, и он действительно отличается особенностями формирования в связи с наложенными процессами позднекайнозойско-плейстоценового времени. О его происхождении нет единого мнения.

По мнению многих исследователей, он представляет собой типично спрединговую структуру и входит в систему океанических структур Северной Атлантики. Обоснование этой концепции есть результат анализа магнитных аномалий. При этом геологически эта структура не изучена. Донные осадки ее не опробованы, в рифтовой части хребта собраны обломки, генетически несовместимые: эффузивные, интрузивные породы, глубоко преобразованные метаморфические образования. Совершенно неясно их происхождение в одной геологической структуре, возраст их неизвестен.

В процессе анализа имеющегося материала было установлено, что основа хребта аналогична породам акустического фундамента рифейско-палеозойского возраста, а перекрывающие его слоистые толщи, вероятно, мезо-кайнозойские сейсмостратиграфические образования, которые близки по характеру к поднятию Менделеева или Чукотскому плато.

Судя по имеющимся морфологическим данным, полученным в процессе сейсмических исследований, хребет Гаккеля - сложная структура. Первичное его строение было осложнено вулкано-тектоническими процессами. Хребет разбит крупной тектонической трещиной мантийного заложения (типичный рифт). В самом конце, южнее 80° с.ш., рифтовая зона, пропадая в осадках, выклинивается в море Лаптевых.

Западная часть рифтовой долины заполнена базальтами, образующими сложную цепь из узких впадин и выступов. По краевым частям долины идет система конусовидных вулканических построек высотой в сотни метров, что хорошо видно на сейсмопрофиле ARC14-07 [Арктический бассейн…, 2017].

Таким образом, западная часть хребта - это типично рифтовая долина, вложенная в осевую часть поднятия и заполненная базальтом. Здесь же встречены габбро и перидотиты. Вероятно, в пределах некоторых участков рифтовой долины обнажаются ультрабазиты.

Приблизительно в районе 86° в.д. базальты выклиниваются, и далее идет «сухая» рифтовая долина, а рядом наблюдаются редкие вулканические постройки. Морфологически здесь рифтовая долина выражена не очень четко: глубина ее - менее сотни метров, борта пологие, и только в районе 81° с.ш. она трассируется громадной (70–75 × 20–25 км) вулканической впадиной. Глубина ее - 2,2 км [Казанин и др., 2015].

Склоны в этой рифтовой долине высокие, крутые, выражены четко, сложены массивными породами акустического фундамента, перекрыты слоистыми осадками, как это обычно для подобного рода морфоструктур Амеразийского суббассейна. Эта впадина пересечена сейсмопрофилем АRС14-05, и по нему видно, что впадина пуста (рис. 2). На левом высоком склоне видны слоистые образования, а на правом - массивные породы несколько приподняты [Арктический бассейн…, 2017].

Все это свидетельствует о сильном взрыве, с которым связано образование данной впадины. Это произошло совсем недавно, поэтому впадина не заполнена осадками.

Евразийский блок глубоководной части Центрально-Арктического бассейна представляет собой область взаимодействия Северо-Американской и Евразийской плит, с образованием крупных тектонических структур (хребтов и впадин обрушения) в докайнозойское время. Одна из них совпала с поднятием Гаккеля, в пределах которого находится крупный разлом мантийного залегания (рифт). В пределах этой же области высокого напряжения южнее котловины Нансена расположена зона дробления - результат интенсивного сжатия упомянутых выше плит. Зона дробления идет параллельно хребту Гаккеля (рифту), с запада на восток немного сужаясь. Она ограничена архипелагами Земля Франца-Иосифа, Шпицберген, плато Ермак и др. Самая западная часть этой зоны включает остатки комплекса древних пород, составляющих фундамент Северо-Американской плиты.

Список литературы

Арктический бассейн. Геология и морфология / гл. ред. чл.-корр. РАН В. Д. Каминский. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2017. 291 с.

Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Иванов В.Н. О происхождении донных осадков, поднятых на геотраверзе «Арктика-2000» в Северном Ледовитом океане (район поднятия Менделеева) // Доклады АН СССР. 2004а. Т. 399. № 2. С. 24–26.

Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Иванов В.Н., Петрова В.И. О геотектонической природе системы Центрально-Арктических морфоструктур и геологическое значение донных осадков в ее определении // Геотектоника. 2004б. № 6. С. 33–48.

Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Лопатин Б.Г. Геология Амеразийского суббассейна. Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона // Тр. ВНИИОкеангеология. 2012. Т. 223. Вып. 8. С. 30–40.

Казанин Г.С., Иванов Г.И., Казанин А.Г. и др. Экспедиция «Арктика-2014»: комплексные геофизические исследования в районе Северного полюса // Вести газовой науки. 2015. № 2 (22). С. 92–97.

Ким Б.И., Глезер З.И. Осадочный чехол хребта Ломоносова (стратиграфия, история формирования чехла и структуры, возрастные датировки сейсмокомплексов) // Стратиграфия, геологическая корреляция. 2007. Тр. ВНИИОкеангеология. Т. 15. № 4. С. 63–83.

Пущаровский Ю.М. Тектоника Северного Ледовитого океана // Геотектоника. 1976. № 2. С. 3–14.

Шатский Н.С. О тектонике Арктики // Геология и полезные ископаемые севера СССР. 1935. Л.: Изд-во Главсевморпути. Т. 1. Геология. С. 149–168.

Backman J., Moran K., Mcluroy D. et al. Proceedings of the Integrated Ocean Drilling Program. 2006. Vol. 302. 169 p.

Brumley K., Miller E.L., Mayer L.A. et al. 2011. Petrography and U-Pb zircon geochronology of Caledonian age orthogneisses dredged from the Chukchi Borderland, Arctic Ocean // Abstract T51K07 presented at 2011 Fall Meeting, AGU, San Francisco, Calif., 5–9 Dec.

Clark D.L., Kowallis B., Medaris L., Daino A. Orphan Arctic Ocean metasediment clasts; Local derivation from Alpha Ridge or pre-2,6 Ma rafting? // Geology. 2000. Vol. 28. No. 12. Р. 1143–1146.

Grantz A., Clark D., Phillips R., Srivastava S. Phanerozoic Stratigraphy of Nortwind Ridge, magnetic anomalies in the Canada Basin and the geometry and timing of rifting in the Amerasia Basin, Arctic Ocean // Geol. Soc. Amer. Bull. 1998. Vol. 110. No. 6. P. 801–820.

Grantz A., Pease V., Wallard A. et al. Bedrock cores from 89º North: Implications for the geologic framework and Neogene paleoceanolograhy of Lomonosov Ridge and a tie to the Barents shelf // Geol. Soc. Amer. Bull. 2001. Vol. 113. No. 10. P. 1272–1281.

Grikurov G.E., Petrov O., Shokalsky S. et al. Zircon geochronology of bottom rocks in the central Arctic Ocean: analytical results and some geological implications // ICAM VI: Proceedings of the Intenational Conference on Arctic Margins VI, Fairbanks, Alaska. 2014. P. 211–232.

Ссылка на статью:

Кабаньков В.Я., Андреева И.А. К вопросу о структуре Центрально-Арктического бассейна (Северный Ледовитый океан) // 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. 145-152.