Почти вся сумма знаний, которой мы теперь располагаем по рельефу и геологическому строению Арктического бассейна, была приобретена учеными Арктического и антарктического института и Института геологии Арктики уже в годы советской власти, особенно в последние два-три десятилетия. За эти годы был собран уникальный материал по батиметрии океанического дна, его осадкам, отчасти, коренным породам и физическим полям. Начиная с дрейфа станции «Северный полюс» (1937/38 г.), эти исследования привели к настоящему каскаду географических открытий и одновременно явились основой для ряда интересных теоретических обобщений.

ОСНОВНЫЕ ВЕХИ В ИЗУЧЕНИИ ПРИРОДЫ ДНА АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА

Проникновение в глубины Арктического бассейна началось с его приатлантической части и, прежде всего, со Шпицбергенско-Северо-Земельского материкового склона, где в 1934 г. на э/с «Персей» Т.И. Горшковой было собрано несколько грунтовых проб к северу от Северо-Восточной Земли [Кленова, 1962]. В 1935 г. во время высокоширотной экспедиции на л/к «Садко» М.М. Ермолаевым были подняты грунтовые колонки к северо-северо-западу от о. Комсомолец [Березкин, 1939; Киселев, 1966].

В 1937/38 гг. первая дрейфующая станция «Северный полюс», руководимая И.Д. Папаниным, по ходу дрейфа от Северного полюса до центральных районов Гренландского моря произвела эпизодический тросовый промер глубин и подняла 7 грунтовых колонок, изученных впоследствии Т.И. Горшковой [1960].

В 1937-1940 гг. во время дрейфа л/к «Г. Седов» В.X. Буйницким было собрано 30 проб поверхностного слоя донных осадков [Кленова, 1962]. Тогда же был произведен тросовый промер в зоне, расположенной между 86 и 88° с.ш. и 34-50° в.д., и была выявлена одна из наибольших глубин Северного Ледовитого океана - 5220 м с проносом в рифтовой, как теперь известно, трещине («долине») Седова. Весной 1941 г. исследования абиссального дна распространились и на притихоокеанскую часть Арктического бассейна. Здесь к северу от о. Врангеля, в районе 80° с.ш., участниками высокоширотной экспедиции на самолете «Н-169» на дрейфующих льдах были измерены глубины и произведен комплекс геофизических исследований.

Планомерные исследования дна Арктического бассейна начались с организации ежегодных высокоширотных воздушных экспедиций в 1948 г., а с 1950 г. серьезной базой для геолого-геофизических исследований стали дрейфующие научно-исследовательские станции «Северный полюс».

Уже весной 1948 г. одним из отрядов высокоширотной воздушной экспедиции (начальник отряда Я.Я. Гаккель) была обнаружена трансарктическая зона малых глубин - между шельфом Новосибирских островов и Землей Элсмира, названная затем хребтом Ломоносова. Материалами этих прямых наблюдений были подтверждены предположения, высказанные ранее на основании косвенных данных в различные годы отечественными учеными от Н.Г. Шиллинга [Дибнер, 1959] до В.А. Токарева (1946-1947 гг.) и зарубежными исследователями.

Последующий промер глубин на дрейфующих станциях позволил в 1955 г. Я.Я. Гаккелю наметить еще одно трансарктическое поднятие, названное впоследствии хребтом Менделеева. Наконец Я.Я. Гаккель выдвинул также первую аргументированную гипотезу о простирании из северной части Атлантического океана в евроазиатскую часть Арктического бассейна подводного, сейсмически активного вулканического хребта срединно-океанического типа. Эта гипотеза уже через несколько лет подтвердилась материалами гидрографических и геофизических исследований, которые были произведены и в притихоокеанской части Арктического бассейна. Результаты упомянутых наблюдений привели к совершенно новым выводам о строении земной коры и дали большой материал для расшифровки геологической структуры и рельефа дна [Деменицкая и др., 1964; Левин и др., 1963; Рассохо и др., 1967].

На дрейфующих станциях «Северный полюс» было собрано несколько сотен колонок донных грунтов и путем драгирования на относительно приподнятых участках дна несколько десятков проб каменного материала, обработанных сотрудниками Арктического и антарктического института и Института геологии Арктики.

Интересные материалы по рельефу дна и донным осадкам были собраны в высокоширотной морской экспедиции на л/р «Ф. Литке» в 1955 г. при обследовании материкового склона к северу от Земли Франца-Иосифа и Шпицбергена (начальник экспедиции Л.Л. Балакшин, геолог Н.А. Белов).

Итоги советских исследований дна Арктического бассейна нашли свое отражение в некоторых монографических работах, обобщающих статьях [Белов и Лапина, 1962; 1962а; Гаккель, 1957; 1957а; 1959; Деменицкая, 1960], а также картах: «Геоморфологической карте Северного Ледовитого океана», составленной В.Д. Дибнером, Я.Я. Гаккелем, В.М. Литвиным, В.Т. Мартыновым и Н.Д. Шургаевой [1965], «Тектонической карте Арктики и Субарктики» [Атласов и др., 1964; Atlasov et al., 1966], на которой В.Д. Дибнером совместно с Я.Я. Гаккелем, Р.М. Деменицкой, А.М. Карасиком и Д.В. Левиным показано тектоническое строение Арктического бассейна.

В 1967 г. группой сотрудников Арктического и антарктического института и Института геологии Арктики был составлен проект унификации географических названий Арктического бассейна [Трешников и др., 1957], учитывающий сложившуюся в этом деле практику, а также новые предложения как советских, так и американских [Beal et al., 1966] ученых. Этой системы географических наименований авторы придерживаются и в нижеизлагаемых материалах.

МОРФО- И ГЕОСТРУКТУРА ДНА АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА

Главнейшие морфодизъюнктивы

Очертания Арктического бассейна и некоторые ведущие черты его рельефа определяются морфодизъюнктивами - глубинными разломами, неотектонически активизированными в виде региональных уступов рельефа.

Самым замечательным является морфодизъюнктив Де-Геера (линия Де-Геера), к которому приурочены материковые склоны - Гренландско-Канадский и Норвежско-Шпицбергенский. Другой морфодизъюнктив предопределил кулисообразно расположенные материковые склоны Бофорта (к северу от одноименного шельфа) и Новосибирский (за северной бровкой дна шельфовых морей Лаптевых и Восточно-Сибирского). Третий морфодизъюнктив представлен Шпицбергенско-Северо-Земельским материковым склоном.

Особое значение имеют морфодизъюнктивы, предопределившие морфоструктуру хребта Ломоносова, который разделяет Арктический бассейн на суббассейны - Амеразийский, для которого характерны мега-блоки рельефа континентального типа, и сугубо океанический Еврамерийский суббассейн.

Все перечисленные морфодизъюнктивы продолжаются на шельф и сушу в виде геологически, геофизически, а местами и морфологически выраженных разломов.

Амеразийский суббассейн

Это область развития асейсмичных поднятий складчато-глыбового строения (аваншельфы, контрфорсы, пороги), разделенных субокеаническими котловинами. На рис. 1 показаны основные черты геоморфоструктуры дна Арктического бассейна.

А. Хребет Ломоносова. Наиболее замечательная мега-морфоструктура. Указанный хребет, если учесть его континентальную геоструктуру и трансарктическую позицию, следовало бы по аналогии с Атлантическим океаном называть порогом. Это морфоструктура как бы линейно вытянута на продолжении меридиональной оси Гренландии - через район Северного полюса - длиной 1800 км и шириной от 60 до 200 км. Несмотря на крутые склоны, особенно тот, который обращен к котловине Амундсена, хребет имеет выровненную вершинную поверхность с минимальными глубинами до 960 м [Гаккель, 1957; 1959; 1960]. Данные аэромагнитных и сейсмических наблюдений, произведенных А.М. Карасиком и Ю.Г. Киселевым [Деменицкая и др., 1962; 1964; Киселев, 1966], а также американскими учеными во главе с Н. Остенсо [Ostenso, 1964], показали, что на его склонах и вершине развит прерывистый осадочный покров мощностью до 400-500 м. Он представлен в верхней части неконсолидированными донными осадками со скоростями отраженных волн не более 2,3 км/сек, а в нижней части - консолидированными осадочными породами с граничными скоростями 3,5-4,7 км/сек [Киселев, 1966]. Этому сейсмически выявленному слою, видимо, соответствуют горные породы, поднятые драгой на дрейфующей станции «Северный полюс-7» (в районе 88° с.ш. и 59° з.д.) Н.А. Беловым и К.П. Самсоновым [Белов и Лапина, 1961]. Среди этого материала преобладали глыбы кварцевых песчаников с угольной крошкой и микрослоистостью дельтового типа. Там же были подняты плитки глинистых сланцев и глыба долеритов. На соседних участках хребта Ломоносова между полюсом и 88° с.ш. в Канадской Арктике преобладали частично перекристаллизованные известняки, кварциты, двуслюдяные гнейсы и ортогнейсы [Белов и Лапина, 1961], которые, надо полагать, соответствуют слою со скоростями сейсмических волн 5,5-6,3 км/сек [Рассохо и др., 1967].

Хребет Ломоносова резко отделяется от Новосибирского материкового склона желобообразным углублением (аналогичные желоба, сопровождающие подножья материковых склонов, хорошо изучены в Атлантическом океане [Heezen & Ewing, 1961]), в котором мощность слоя неконсолидированных осадков возрастает до 1,5-2,0 км [Деменицкая и др., 1962; Киселев, 1966], видимо, за счет турбидитов.

Б. Хребет Менделеева. Линейно-изометрическая морфоструктура (наименьшие глубины около 3500 м), простирающаяся от материкового склона в районе меридиана о. Врангеля к центральной части хребта Ломоносова, который отделяется от хребта Менделеева подводным ущельем Арлис (эти ущельевидные депрессии нерифтового типа - у американских авторов носят название ГЭП) с глубинами до 3500 м [Гаккель, 1961а; Beal et al., 1966].

В. Поднятие (плоскогорье) Альфа. Подводное сооружение с минимальными глубинами 1400 м и менее, обрывающееся крутыми (до 22°) 600-метровыми склонами к сопредельным котловинам [Ostenso, 1962; 1964]. В своей приканадской части плоскогорье представляет собой сложный комплекс веерообразно расположенных поднятий, расчлененных разрывными нарушениями второго порядка [Hope, 1959; Ostenso, 1962] и в целом отдельных от хребта Ломоносова ущельем Марвина глубиной около 3500 м, где залегает около 1,5-2,0 км неконсолидированных осадков [Crary & Goldstein, 1957]. По совокупности сейсмических, аэромагнитных и геолого-петрографических данных [Hunkins, 1961; Schwarzacher & Hunkins, 1961] на плоскогорьи Альфа так же, как на хребте Ломоносова, выделяются осадочный чехол неравномерной мощности и складчатый фундамент, отличающийся большей магнитной активностью пород. Это позволяет предполагать более древний возраст пород фундамента, представленных, видимо, метаморфическими образованиями, обычно богатыми ферромагнетиками, что частично подтверждается результатами драгирования на дрейфующей станции Альфа. Здесь с советских дрейфующих станций были подняты амфиболиты и мраморы, которые, возможно, соответствуют однотипным рифейским (и нижнепалеозойским) породам, развитым на севере о. Акселя Гейберга [Fricker & Trettin, 1962]. Эти породы, видимо, слагают слой со скоростями сейсмических волн до 6,4 км/сек [Hunkins, 1961]. Более молодыми являются песчаники пермокарбонового облика, которым, видимо, отвечают скорости порядка 4,7 км/сек.

Д. Чукотское поднятие (аваншельф). Выдвинутый в океан выступ Чукотского шельфа, отделенный от него сбросами, характеризуется глубинами от 250 до 450 м и радиальным расчленением. По совокупности аэромагнитных, геоморфологических и геолого-петрографических данных, собранных на станциях «Северный полюс-2», «Чарли» и др. Чукотский аваншельф следует трактовать как остаточную глыбу Гиперборейской платформы, которая прежде занимала значительную часть Арктического бассейна, расположенную к востоку (если смотреть со стороны Азии) от хребта Ломоносова. В центре Чукотского аваншельфа обнажается сильно магнитный кристаллический фундамент (биотитовые гнейсы, диабазы и др.). Прерывистый и маломощный чехол представлен органогенными известняками, доломитами (нижний и средний палеозой?), песчаниками пермо-карбонового облика и аркозовыми местами, битуминозными песчаниками с включениями лигнита (неоген?) [Белов и Лапина, 1961; Cromie, 1961; Ostenso, 1962].

Е. Поднятие (аваншельф) Бофорта. Выделен советскими и американскими исследователями первоначально под названием «хребет», «плато», а затем «терраса» Бофорта [Белов и Лапина, 1961; Beal et al., 1966; Ostenso, 1962]. В своей основной части это - типичный аваншельф, прислоненный к Канадскому материковому склону к северу от устья р. Маккензи. Однако, судя по новейшим батиметрическим данным Н. Остенсо, из центральной части аваншельфа Бофорта выдвигается аппендиксообразная субширотно вытянутая возвышенность. Не исключено, что это эмбриональный вулканорий, на что может указывать расположение данной морфоструктуры на продолжении оси канала залива Амундсена и приуроченные к этой же зоне эпицентры землетрясений.

Аналогичные полупогребенные или полностью погребенные вулканории можно предполагать также на продолжении канала и каньона Мак-Клур и на продолжении канала Принца Густава Адольфа (см. ниже - желоб Св. Анны и вулканический отрог - горы Ленинского Комсомола).

Субокеанические котловины

Ж. Канадская котловина. Самая большая по площади из котловин Тихоокеанско-Арктического суббассейна с максимальными глубинами до 3900 м. Вулканорий (?) Бофорта отделяет от основной части этой котловины ее юго-восточный угол, который мы в прежних работах именовали «котловиной Маккензи». Здесь на полого-наклонном дне, характеризуемом глубинами от 1500-2000 до 3000-3200 м, по-видимому, широко развиты выносы мутьевых потоков - турбидиты.

В. Котловина Подводников. Большая, южная часть котловины (глубины до 2800 м и более) полого наклонена на север в виде абиссальной равнины, сложенной с поверхности неконсолидированными осадками мощностью до 1,0-1,5 км и более. Это, видимо, в основном турбидиты, поставляемые мутьевыми потоками с Восточно-Сибирского шельфа.

Г. Котловина Макарова. Располагается в приполюсном районе между хребтом Ломоносова и плоскогорьем Альфа, отделяясь от котловины Подводников отрогом хребта Ломоносова (отрог Геофизиков), который, в свою очередь, рассекается гэпом Арлис глубиной до 3500 м [Beal et al., 1966]. По данным Н. Остенсо [Ostenso, 1962] толща неконсолидированных осадков в котловине Макарова достигает 1000 м и, по-видимому, так же, как и в котловинах Подводников и «Маккензи», в значительной части относится к турбидитам.

Д. Котловина «СП». Наименьшая из всех котловин Арктического бассейна (поперечником 150-200 км), заключенная между Чукотским шельфом, одноименным аваншельфом и хребтом Менделеева. Дно устлано неконсолидированными осадками (турбидиты?) мощностью до 1000 м [Hunkins, 1961].

Тихоокеанско-Арктический суббассейн является ареной развития трансарктической Канадско-Сибирской складчато-глыбовой системы нижне-среднепалеозойского возраста. Плановые очертания активизированных ветвей этой орогенической системы: порогов Ломоносова и Менделеева - Альфа - виргируют в соответствии с очертаниями остаточной глыбы (Чукотский аваншельф) и остальных ныне погруженных частей Гиперборейской платформы (котловины Канадская, Подводников и Макарова). Эти трансарктические геоструктуры связывают каледониды и ранние герциниды пояса Корнуоллиса и Северного Элсмира с нижнесреднепалеозойским структурным ярусом мезозоид, развитым, с одной стороны, на Новосибирских островах и Анюйском хребте, а с другой стороны, - на хребте Брукса и в Скалистых горах Северо-Западной Канады [Badsgaard et al., 1961; Patterson & Storey, 1962].

Еврамерийский суббассейн

А. Главным морфоструктурным элементом этого суббассейна является подводный вулканический хребет срединно-океанического типа, протягивающийся сюда из Атлантики и Скандика, как это впервые предположил Я.Я. Гаккель [1960; 1961], а затем Б. Хейзен [Heezen & Ewing, 1961]. Этот вулканический хребет (вулканорий), окончательно установленный на основании аэромагнитных, а затем сейсмических и гидрографических исследований советских ученых [Деменицкая и др., 1962; 1964; Левин и др., 1963], был сперва назван Арктическим, а после кончины Я.Я. Гаккеля - его именем. Это - многогрядовый хребет (до 250-300 км шириной), состоящий, видимо, из цепей крупных подводных вулканов [Dietz & Shumway, 1961], среди которых наиболее возвышенный отвечает глубине около 700 м [Тарасов, 1961]. В осевой зоне вулканория Гаккеля и субпараллельно ей выявлены ущельевидные впадины, которые являются, вероятно, рифтовыми трещинами. К таковым, в частности, относятся рифтовые долины Седова с глубиной более 5200 м [Киселев, 1966] и Гидрографов, а в пределах уже более южного вулканория Книповича - рифтовая долина Лены.

В целом результаты наблюдений показали, что аналогично другим гребневым зонам мобильных срединно-океанических поясов, вулканорий Гаккеля маркируется как геоморфологически выраженная зона развития подводного вулканизма, рифтовых трещин, эпицентров короткофокусных землетрясении и узколинейных магнитных аномалий. Начинаясь к северу от Шпицбергена, где он сопрягается с вулканорием Книповича [Дибнер и др., 1965], вулканорий Гаккеля пересекает суббассейн в продольном направлении, выклиниваясь в нескольких сотнях километров от материкового склона моря Лаптевых. Видимо, здесь на юго-востоке указанного суббассейна хребет погружается под мощный шлейф мутьевых осадков, которые по предположению Я.Я. Гаккеля распространены от верхней крутой части склона до глубин 2000-3000 м. Глубинный разлом, предопределивший вулканорий Гаккеля, прослеживается в виде цепочки эпицентров землетрясений в юго-юго-восточном направлении через материковый склон и шельф в глубь суши. Характерно также, что как и в других районах земного шара, на материке вулканорий сменяется депрессионной зоной, к которой здесь приурочены: один из каньонов материкового склона, подводная долина Омолоя, залив Буор-Хая и современная долина Омолоя. Затем эта сейсмогеническая зона смыкается с Яно-Колымской зоной глубинных разломов [Ващилов, 1963].

Таким образом, несколько уточняя представления и формулировки Б. Хейзена [Heezen & Ewing, 1961; Heezen et al., 1959], М.В. Муратова (1961 г.), В.Е. Хаина (1963 г.) и ряда других советских и американских геологов и геофизиков, нужно особо подчеркнуть, что планетарная система срединно-океанических рифтовых зон подчинена еще более сложной системе глубинных разломов, по-разному проявляющихся в зависимости от различного строения земной коры и верхней мантии. На неотектоническом этапе развития структуры земной коры в полосе глубинного разлома складчатая система приобретает облик горного хребта (Верхоянский), в зоне шельфа, где складчатые системы глубоко погружены, над ними образуются желобообразные депрессии (ложбина пра-Оленека), а в абиссали - в процессе периодического раскрытия зияющих (рифтовых) трещин, залечивающихся за счет подтока магмы, формируются подводные вулканические цепи (вулканорий Гаккеля).

Широко проявившийся в Еврамерийском бассейне подводный вулканизм центрального типа нашел свой отзвук и в прилегающих районах Шпицбергена (вулканы на севере Западно-Шпицбергенского грабен-прогиба) и Северо-Восточной Гренландии, где по данным Винтера на Земле Пири известны сольфатары.

Вулканорий Гаккеля делит Атлантическо-Арктический суббассейн на две почти равновеликие котловины: Амундсена и Нансена.

Б. Более глубокая котловина Амундсена (между хребтами Ломоносова и Гаккеля) характеризуется наиболее выровненным рельефом дна. Материалами сейсмических исследований Ю.Г. Киселева установлено, что осадочный слой котловины Амундсена в его неконсолидированной части (скорости поперечных волн 1,8-2,3 км/сек) имеет мощность до 500, а в консолидированной (скорости 4,1-5,1 км/сек) - до 1500 м [Деменицкая и др., 1964].

В. Дно менее глубокой котловины Нансена имеет отдельные субмеридиональные ложбины, которые, возможно, как-то согласуются с субокеаническими желобами Франц-Виктория, Св. Анны и Воронина, которые, видимо, являются каналами выноса суспензионного материала к подножью Шпицбергенско-Северо-Земельского материкового склона.

Западная часть котловины Нансена ограничена отрогом (вероятно, цепочка вулканов?) Ленинского Комсомола, отходящим под прямым углом от вулканория Гаккеля вдоль по меридиану, совпадающему с осью желоба Св. Анны - зоной глубинного разлома, выявленного данными аэромагнитных исследований Д.В. Левина и А.М. Карасика.

Эта уже проверенная закономерность (вулканорий - в абиссали, желоб - на шельфе) позволяет предполагать, что аналогичные отроги вулканория Гаккеля, возможно, существуют и на северном продолжении желобов Франц-Виктория и Воронина.

В юго-западном углу котловины Нансена, к северу от Шпицбергена и его островного склона, располагается поднятие (аваншельф) Ермака (глубины до 700-800 м), который на западе примыкает к вулканорию Гаккеля, а на востоке ограничивается глубоким ущельем Литке, частично прорезающим шпицбергенский склон. Там, в 1956 г. зафиксирована наибольшая из известных в Арктическом бассейне глубин (5449 м).

Магнитное поле над котловинами Нансена и Амундсена выражено характерной для океанической коры системой многочисленных узколинейных аномалий [Деменицкая и др., 1962; 1964]. Эти полосчатые аномалии субпараллельны материковому склону, вместе с которым они как бы срезают более сложную структуру аномальных зон Баренцево-Карского шельфа, отражающую более сложный план его геологического строения.

Обзор главнейших особенностей морфогеоструктуры дна Арктического бассейна указывает на существенные различия в строении земной коры и рельефа его Амеразийского и Еврамерийского суббассейнов. В первом случае мы имеем дело в основном с морфоструктурами, в которых вскрыты в аваншельфах, контрфорсах и порогах или захоронены в субокеанических котловинах. Это различные и преимущественно весьма древние геологические протоструктуры; вулканории, если их наличие здесь подтвердится, видимо, только зарождаются. Напротив, в Еврамерийском суббассейне из-за его относительной молодости морфоструктура в общем совпадает с геоструктурой, хотя можно предполагать, что реликты древних структур будут со временем обнаружены и здесь, как они были обнаружены в Скандике [Demenitskaya & Dibner, 1967]. На современном геологическом этапе процессы океанизации из Еврамерийского бассейна распространяются на Баренцево-Карский шельф, на который из котловины Нансена по сейсмогеническим зонам глубинных разломов вторгаются субокеанические желоба.

ДОННЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ

В Арктическом бассейне основным фактором, контролирующим распределение осадков по крупности зерна, являются гидрологические условия и рельеф дна, который в существенной мере определяет скорости придонных течений. Однако дифференциация донных осадков по механическому составу проявляется и здесь.

В глубоководных котловинах Нансена, Амундсена, Подводников, Канадской и «СП» идет накопление глинистых и весьма глинистых илов. При этом устойчивое накопление весьма глинистых илов с содержанием пелитовой фракции от 76 до 96% имеет место в наиболее глубоких частях котловин, в то время как на остальной части их происходит накопление глинистого ила с содержанием пелита до 60-70%. Это показывает, что глубоководные котловины являются областью наиболее устойчивой аккумуляции тонкодисперсных осадков, что свидетельствует о малой скорости движения придонных вод.

Устойчивое накопление весьма глинистых илов в котловинах Нансена и Амундсена мы связываем с влиянием сибирских рек. Аналогичная картина имеет место в глубоководной части Канадской котловины, где источником взвешенных веществ являются тихоокеанские воды. На вершинах подводных хребтов Гаккеля, Ломоносова, Менделеева, на поднятии Альфа формируются илистые осадки, в которых увеличивается песчаная фракция от 30 до 40% и уменьшается глинистая до 30-25%, что указывает на повышенные скорости придонных течений на вершинах и склонах хребтов.

На некоторых участках хребта Менделеева и поднятия Альфа скорость придонного течения столь значительна, что ведет к размыву верхнего современного слоя донных осадков. Поэтому отсутствие современных осадков на части поднятия Альфа [Ostenso, 1964] и наличие большого количества крупнообломочного материала (галька, валуны, делювиального происхождения) вполне закономерно. Столь же значительны скорости придонного течения и над вершиной подводного хребта Ломоносова, где на отдельных участках имеет место нулевая седиментация. Например, на выровненной денудацией поверхности хребта в части, примыкающей к Канадской Арктике, обнаружена мелкая галька и гравий со следами обрастания мшанками. В то же время на вершине хребта в районе Северного полюса идет нормальный процесс накопления песчанистого ила, в котором содержание фракции песка и крупного алеврита достигает 70%. В части подводного хребта Ломоносова, прилегающей к Советской Арктике, также идет устойчивое, но медленное накопление илистых осадков.

Обращает внимание широтная полоса илистых осадков среди глинистых илов глубоководных котловин Нансена и Амундсена, захватывающая также всю площадь подводного хребта Гаккеля. Столь значительную площадь илистых осадков с весьма разнообразным гранулометрическим составом (в зависимости от глубины отдельных его вершин), в котором фракция песка достигает иногда 30%, мы объясняем придонным течением, которое, вероятно, создается потоком глубинных атлантических вод.

В области материкового склона залегают преимущественно ил и глинистый ил с небольшим количеством песчаной фракции, что свидетельствует об устойчивой седиментации донных осадков. Однако и здесь в некоторых частях, примыкающих к Чукотскому морю, имеются участки, где происходит размыв верхнего современного слоя осадков. Нам представляется, что здесь придонное течение также достигает значительной скорости.

Для донных отложений Арктического бассейна во всех типах осадков характерно наличие крупнообломочного материала (валуны, галька, гравий), разносимого дрейфующими льдами. Обогащение крупнообломочным материалом происходит также за счет разрушения коренных пород на крутых склонах подводных хребтов и других поднятий дна, а иногда на их вершинах. Поэтому на подводных хребтах Ломоносова, Менделеева и на плоскогорье Альфа крупнообломочного материала больше, чем в глубоководных котловинах.

Условия формирования терригенных и хемогенно-терригенных осадков

Для Арктического бассейна характерно накопление терригенных и хемогенно-терригенных осадков, что объясняется особенностью формирования осадочного материала в областях питания. В условиях низких температур и многолетнемерзлых грунтов, свойственных зоне арктического климата, химическая и биологическая денудация замедлены. Здесь преобладает механическая дезинтеграция пород. При этом терригенные осадки получили повсеместное распространение на материковой отмели, а в абиссали Арктического бассейна идет накопление хемогенно-терригенных осадков.

Формированию терригенных и хемогенно-терригенных осадков в Северном Ледовитом океане способствуют также высокие скорости накопления современных отложений, значительно большие, чем в океанах южного полушария, где получили широкое развитие различные типы хемогенных осадков.

Даже в глубоководных котловинах Арктического бассейна скорости осадконакопления составляют в среднем 1,3-1,5 см, а иногда достигают 4-6 см за 1000 лет [Белов и Лапина, 1958]. Ничего подобного не наблюдается в Индийском и Тихом океанах, где скорость накопления исчисляется миллиметрами в тысячелетие.

Огромные количества осадочного материала, поступающего из области питания в бассейн седиментации с речным стоком, с дрейфующими морскими льдами и айсбергами, эоловым путем, не успевают преобразовываться в море и захороняются почти в свежем виде. Это явление мы связываем не столько с кратковременностью процесса денудации в области питания, сколько с неравномерным поступлением этого материала в океан (максимум твердого стока летом и почти нуль зимой). Это налагает отпечаток не только на химические процессы, происходящие в осадках, но и на гранулометрический состав и, в частности, низкую сортировку - в связи с ледовыми условиями, потому что лед препятствует развитию волнения. Терригенный и хемогенно-терригенный состав донных осадков находит свое подтверждение как в выделяемых на суше минералогических питающих провинциях, так и в вещественном составе донных отложений Арктического бассейна.

На основе преобладания отдельных минералов в тяжелой фракции донных осадков Н.Н. Куликов, Н.Н. Лапина, А.И. Савинова и Ю.П. Семенов выделяют следующие терригенно-минералогические провинции седиментации (рис. 2).

Крупные сибирские реки несут в Северный Ледовитый океан огромное количество не только растворимых соединений, но и взвешенных веществ. Если большая часть растворимых соединений выносится за пределы океана, то большая часть взвешенных веществ осаждается в нем.

Изучение взвешенных веществ показало, что в их составе имеется железо, марганец, магний, титан, медь, ванадий, кремний, алюминий и др.

Геохимическая судьба разных соединений, переносимых в растворенном виде и в составе взвешенных веществ, различна. Мы рассмотрим только основные химические компоненты (железо, марганец, карбонаты и органическое вещество), которые имеют в важное значение в химических процессах в осадках.

Следует иметь в виду, что воды Арктического бассейна недонасыщены карбонатами кальция и окислами кремния, поэтому в Арктическом бассейне отсутствуют диатомовые и глобигериновые илы, характерные для осадков Атлантического и Тихого океанов [Белов и Лапина, 1961; 1962а].

Железо и марганец в исследуемых осадках изучались легко растворимые, представляющие их реакционноспособную часть, активно участвующую в процессах диагенеза. Железо и марганец относятся к элементам со сложной формой миграции. Их геохимическая природа очень близка, поэтому распределение в морских осадках определяется в основном одними и теми же факторами, но соединения марганца более подвижны, поэтому области концентрации их в осадках различны.

Для донных осадков Арктического бассейна характерно почти повсеместное содержание железа от 3 до 5%. Повышенное содержание железа (до 10%) обнаружено на небольших площадях в глинистых илах глубоководных котловин Амундсена и Канадской, а также в аналогичных осадках участков материкового склона, примыкающих к Чукотскому и Восточно-Сибирскому морям.

Марганец, так же как и железо, широко распространен в осадках Арктического бассейна. Почти повсеместно он присутствует в количествах от 0,2-0,5%. Повышенная концентрация марганца (до 1,0%) обнаружена в глинистых и весьма глинистых илах глубоководных котловин и на отдельных участках материкового склона. Железо и марганец поступают в Арктический бассейн преимущественно с материковым стоком в виде коллоидно-химических растворов, коллоидных суспензий и взвесей. В зонах взаимодействия вод различной температуры и солености: материковых, холодных арктических и теплых атлантических, - железо и марганец, коагулируя, могут переходить в осадки. Данные гидрологических наблюдений показывают, что области смешения различных типов вод совпадают с областями различной концентрации железа и марганца в осадках.

Карбонаты поступают в Арктический бассейн с материковым стоком в виде бикарбонатов. Другим источником карбонатов в осадках является обломочный и биогенный карбонат.

Распределение CaCO₃ в осадках тесно связано с водными массами Арктического бассейна и, в первую очередь, с атлантическими водами. В глубоководных котловинах, где располагаются холодные придонные воды, осадки являются практически бескарбонатными (содержание CaCO₃ не превышает 5%). На хребте Гаккеля, части хребта Ломоносова, примыкающего к Советской Арктике, расположенных на пути движения атлантических вод, содержание CaCO₃ увеличивается до 10%.

На подводных хребтах Ломоносова, Менделеева, поднятии Альфа обнаружены слабокарбонатно-фораминиферовые осадки с содержанием CaCO₃ до 30%, где карбонат кальция представлен обломками раковин, частично хемогенным карбонатом. Повышенное содержание CaCO₃ в указанной области дна следует связывать с распространением трансформированных атлантических вод, имеющих более низкую температуру, не благоприятствующую для развития фораминифер. Фораминиферы здесь гибнут, опускаются на дно, обогащая донные осадки карбонатом кальция.

В области материкового склона, примыкающей к побережьям Канады и Гренландии, увеличение CaCO₃ происходит частично за счет биогенного карбоната, частично за счет обломочного карбоната, поступающего с прилежащей суши.

Органический углерод определяет подвижность железа, марганца и других элементов в осадках. В осадках глубоководных котловин содержание органического углерода минимально (0,5%). Исключение представляет Канадская котловина, где содержание этого компонента достигает 2%, что связано с влиянием тихоокеанских вод. На подводных хребтах и других поднятиях дна содержание органического углерода в отложениях увеличивается до 1,0-2,0%. Нужно отметить обратно пропорциональную зависимость в содержании железа и марганца в осадках от количества органического углерода.

Изучение условий накопления и распределения основных химических компонентов и гранулометрического состава позволило выявить основные закономерности формирования различных типов осадков и выделить в пределах Арктического бассейна, используя классификацию Н.М. Страхова, вещественно-генетические типы донных осадков (рис. 3).

Терригенные осадки. Эти осадки, весьма пестрые по механическому составу, от песка до глинистого ила, как уже отмечалось, получили широкое распространение на материковой отмели арктических морей (см. рис. 3). Вследствие высокой динамичности вод и повышенного содержания органического вещества они обеднены соединением железа и марганца. Они также бескарбонатны. Среди них встречаются площади гляциально-морских осадков, выносимых в океан с дрейфующими льдами и айсбергами.

Терригенные осадки встречены также на материковом склоне, прилегающем к Канадской Арктике.

Единственным местом, где терригенные осадки встречены на больших глубинах, оказалась Канадская котловина, где вследствие повышенного содержания органического вещества не происходит накопления хемогенного железа и марганца, а залегают темно-серые и серые, весьма глинистые илы.

Хемогенно-терригенные осадки глубоководных котловин. Наиболее широкое распространение получили слабомарганцевистые коричневые и темно-коричневые глинистые илы с редкой микрофауной и гравием, залегающие в котловинах Нансена, Амундсена, Макарова (см. рис. 3).

Слабожелезистые коричневые глинистые илы с редким гравием обнаружены в юго-восточной части Канадской котловины. Садка соединений железа до 10% в этой котловине обусловливается взаимодействием стока рек Юкон и Маккензи с тихоокеанскими водами.

Слабомарганцевисто-железистые коричневые глинистые и весьма глинистые илы с редкой микрофауной и гравием встречены в котловине Амундсена. Повышенное содержание железа до 10% и марганца до 1,0% в этих осадках связано с взаимодействием атлантических и арктических вод.

Слабомарганцевисто-известковистые осадки покрывают небольшую площадь дна котловины Нансена и рифтовую долину желоба Лены, где они представлены глинистыми илами с микрофауной фораминифер и гравием.

Повышенное содержание карбоната кальция до 30,0% происходит за счет обломочного и частично биогенного карбоната.

Хемогенно-терригенные осадки подводных хребтов и материкового склона. Слабомарганцевистые осадки получили развитие на хребте Гаккеля, части хребта Ломоносова, прилегающей к Советской Арктике и почти на всей площади материкового склона, где залегают коричневые и светло-коричневые илы, песчанистые илы и глинистые илы с различным содержанием фауны фораминифер, часто с гравием и галькой (см. рис. 3).

Слабомарганцевисто-железистые осадки, представленные коричневым глинистым илом с микрофауной фораминифер и гравием, расположены на материковом склоне, прилегающем к Чукотскому и Восточно-Сибирскому морям.

Повышенное содержание железа до 8% и марганца до 2,0% в этом районе мы связываем со смешением вод различного происхождения - материковых с арктическими и атлантическими.

Весьма широкое распространение получили слабомарганцовисто-известковисто-фораминиферовые илы и песчанистые илы на хребте Ломоносова в части, примыкающей к Земле Элсмира, на поднятии Альфа, хребте Менделеева. Фораминиферово число в этих осадках достигает 6-10 тыс. Карбонат кальция на хребте и плоскогорьях биогенного, частично хемогенного, а на склоне - обломочного происхождения.

Таким образом, формирование терригенных и хемогенно-терригенных осадков является главной особенностью арктического седиментогенеза.

Строение, мощность, скорость накопления и абсолютный возраст донных отложений

На основании литолого-фациальных исследований грунтовых колонок длиной до 400 см и данных по абсолютному возрасту удалось разработать стратификацию донных отложений, вычислить их мощность и скорость осадконакопления, а также восстановить основные этапы геологической истории Арктического бассейна в четвертичное время. Абсолютный возраст отложений определен по содержанию радия [Белов и Лапина, 1958; 1961; 1962а].

Анализ вещественного состава осадков и микрофауны фораминифер дал возможность выделить ряд слоев, отлагавшихся в условиях потепления климата в Арктике, и ряд слоев, формировавшихся в периоды резкого похолодания климата, связанного с ледниковыми эпохами (рис. 4). Периоды потепления характеризовались трансгрессией моря, широким доступом теплых атлантических вод в Северный Ледовитый океан и увеличением материкового стока. В соответствии с этим осадки, накапливавшиеся в эпохи потепления, характеризуются высокой дисперсностью, значительным количеством микрофауны фораминифер, повышенным содержанием карбонатов, железа и марганца. В ледниковые эпохи происходила регрессия моря, поступление атлантических вод в Северный Ледовитый океан резко сокращалось, береговая линия отступала на север. Процессы выветривания на суше затухали, в связи с чем вынос растворенного вещества и общий материковый сток в океан уменьшался. Осадки таких периодов характеризуются грубозернистостью, отсутствием североатлантической микрофауны, незначительным содержанием карбонатов, железа, марганца и органического вещества.

В настоящее время в Арктическом бассейне выделяются следующие слои, датированные радио-иониевым методом:

1. Отложения современной эпохи (0-10 тыс. лет); их средняя мощность в зависимости от гидрологических условий и рельефа дна, влияющего на скорость придонных течений, колеблется от 10 до 30 см, максимальная достигает 50 см и более.

2. Отложения сартанского похолодания (10-20 тыс. лет); мощность от 2 до 36 см.

3. Отложения теплого каргинского времени (20-32 тыс. лет); мощностью от 2 до 50 см.

4. Отложения зырянского похолодания (32-65 тыс. лет); мощность 40-90 см.

5. Отложения бореальной трансгрессии (65-105 тыс. лет); мощность 50-80 см.

6. Отложения максимального (самаровского) похолодания (180-200 тыс. лет); мощность 65-90 см.

Выделенные слои согласуются со схемой стратиграфии четвертичных отложений, установленной для севера Сибири В.Н. Саксом.

Вычисленная с учетом данных о возрасте верхнего (современного) слоя осадков скорость накопления донных осадков Арктического бассейна зависит от рельефа дна и динамичности придонных вод. В глубоководных котловинах средняя скорость накопления колеблется от 1,3 до 1,5 см, на вершинах хребтов Ломоносова, Менделеева, Гаккеля - от 0,5 до 1,6 см, а на плоскогорье Альфа - от 0,2 до 0,6 см за 1000 лет. На склонах подводных хребтов скорость накопления повышается до 1,5-2,8, а у подножия материковых склонов - до 4-6 см за 1000 лет.

ЗАДАЧИ ДАЛЬНЕЙШИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

В настоящее время для дальнейшей разработки проблемы геологического строения и происхождения Арктического бассейна необходимо методику этих исследований поднять на уровень современных научно-технических возможностей. Для этого необходимо:

1. Дальнейшее развитие аэромагнитных исследований как метода выявления общей геологической структуры и абиссали и ее связи со структурой шельфа и суши. Поэтому аэромагнитная съемка должна вестись с опережением других геофизических и геологических методов.

2. Производство профилей глубинного сейсмического зондирования через шельф и материковый склон вкрест крупнейшим подводным возвышенностям и простиранию магнитных аномалий в котловинах для получения типовых разрезов строения земной коры и верхней мантии.

3. Наряду с этим следует продолжить стандартные сейсмические исследования методами отраженных (поперечных) и преломленных (продольных) волн (MOB и МПВ).

4. Ввести эхолотирование с прецизионной факсимильной приставкой типа «Ладога» как обязательный раздел работ на дрейфующих станциях. Наряду с этим в ледокольных высокоширотных экспедициях нужно внедрить метод постоянного сейсмоакустического зондирования, осветив с его помощью в первую очередь геологическое строение зоны материкового склона.

5. Изучение донных осадков также должно быть поднято на более высокий уровень. Для этого в районах развития неконсолидированных осадков необходимо внедрить регулярное применение поршневых грунтовых трубок (длиной 12-15 м) увеличенного диаметра (8-10 см). Применение таких трубок обеспечит получение длинных колонок донных осадков в глубоководных котловинах, что позволит более полно восстановить геологическую историю Арктического бассейна, возможно, всего четвертичного периода.

6. Наряду с изучением донных осадков следует шире производить драгирование и изучение дночерпательных проб, особенно в областях подводных поднятий для сбора каменного материала, характеризующего коренные породы. На этих же участках грунтовые работы нужно сопровождать подводным фотографированием дна.

Дальнейшее развитие геолого-географических исследований в Арктическом бассейне позволит решить важные теоретические вопросы, касающиеся строения земной коры и верхней мантии, геологического строения фундамента разнотипных подводных поднятий и мощного осадочного чехла котловин, что в целом даст возможность восстановить палеогеографию Арктического бассейна от момента его зарождения как весьма своеобразной части Мирового океана и нашей планеты в целом. Практическое значение этих вопросов в эпоху, когда человечество приступило уже к штурму космоса, вряд ли требует особых пояснений.

ЛИТЕРАТУРА

1. Атласов И.П., Вакар В.А., Дибнер В.Д., Егиазаров Б.X., Зимкин А.В., Романович Б.С. Новая тектоническая карта Арктики // Докл. АН СССР, 1964, т. 156, № 6.

2. Белов Н.А., Лапина Н.Н. Новые данные о стратификации донных отложений Арктического бассейна Северного Ледовитого океана // Докл. АН СССР, 1958, т. 122, № 1.

3. Белов Н.А., Лапина Н.Н. Донные отложения Арктического бассейна. Л., изд-во «Морской транспорт», 1961.

4. Белов Н.А., Лапина Н.Н. Донные отложения северной части Гренландского моря // Бюлл. ПИНРО, 1962, № 2-3.

5. Белов Н.А., Лапина Н.Н. Геологические исследования дна Северного Ледовитого океана за 25 лет // Проблемы Арктики и Антарктики, 1962, вып. 11.

6. Березкин Вс.А. Гренландское море и Полярный бассейн. Тр. Первой высокоширотной экспедиции «Садко» в 1935 г., ч. I, вып. 1. Л., Изд-во Главсевморпути, 1939.

7. Ващилов Ю.А. Глубинные разломы юга Яно-Колымской складчатой зоны и Охотско-Чаунского вулканического пояса и их роль в образовании гранитных интрузий и формировании структур (по геофизическим данным) // Советская геология, 1963, № 4.

8. Гаккель Я.Я. Наука и освоение Арктики. Л., изд-во «Морской транспорт», 1957.

9. Гаккель Я.Я. Материковый склон как географическая зона Северного Ледовитого океана // Известия Всесоюзного географического общества, 1957, т. 89, № 6.

10. Гаккель Я.Я. МГГ в Арктике // Наука и жизнь, 1959, № 1.

11. Гаккель Я.Я. Исследование и освоение полярных стран. В кн.: «Советская география». М., Географгиз, 1960.

12. Гаккель Я.Я. Современные представления о хребте Ломоносова. Мат-лы по Арктике и Антарктике, Вып. 1. Л., изд. Геогр. о-ва СССР, 1961.

13. Гаккель Я.Я. Подводный хребет Менделеева. Мат-лы по Арктике и Антарктике, вып. 1. Л., изд. Геогр. о-ва СССР, 1961.

14. Горшкова Т.И. Донные осадки западной части Полярного бассейна. Сов. рыбохозяйств. исслед. в морях Европ. Севера. М., изд. ВНИРО-ПИНРО, 1960.

15. Деменицкая Р.М. Основные черты строения коры Земли по геофизическим данным. Тр. НИИГА, т. 115, 1960.

16. Деменицкая Р.М., Карасик А.М., Киселев Ю.Г. Итоги изучения геологического строения земной коры в Центральной Арктике геофизическими методами // Проблемы Арктики и Антарктики, 1962. Вып. 11.

17. Деменицкая Р.М., Карасик А.М., Киселев Ю.Г. Строение земной коры в Арктике. В сб.: «Геология дна океанов и морей». Докл. сов. геологов Междунар. геол. конгр., XXII сес., пробл. 16. М., изд-во «Наука», 1964.

18. Дибнер В.Д. О малоизвестных статьях Н.Г. Шиллинга в свете новейших географических открытий в Арктике // Известия Всесоюзного географического общества, 1959, т. 91, вып. 1.

19. Дибнер В.Д. Неотектонические контуры рельефа Арктического шельф» Евразии // Проблемы Арктики и Антарктики, 1963, вып. 12.

20. Дибнер В.Д., Гаккель Я.Я., Литвин В.М., Мартынов В.Т., Шургаева Н.Д. Геоморфологическая карта Северного Ледовитого океана. Тр. НИИГА, 1965. т. 143.

21. Картография Арктического бассейна в настоящем и прошлом. Изд. Гидрогр. службы ВМФ, 1966.

22. Киселев Ю.Г. Некоторые черты морфотектонического строения хребта Ломоносова по данным сейсмических исследований. Тез. докл. 2 Науч.-техн. сов. по мор. геофиз. Геленджик, 1966.

23. Кленова М.В. Осадки Арктического бассейна по материалам дрейфа л/п «Г. Седов». М., Изд-во АН СССР, 1962.

24. Лапина Н.Н. Минералогические провинции в современных осадках Северного Ледовитого океана. Тр. НИИГА, т. 104, вып. 12.

25. Левин Д.В., Крюков С.М., Карасик А.М. Аэромагнитная съемка центрального сектора Советского Севера. В сб.: «Аэромагнитная съемка в геологии». М., Госгеолтехиздат, 1963.

26. Рассохо А.И., Сенчура Л.И., Деменицкая Р.М., Карасик А.М., Киселев Ю.Г., Тимошенко Н.К. Открытие и исследование подводного хребта и его место в общей системе хребтов Северного Ледовитого океана // Докл. АН СССР, 1967, т. 172, вып. 3.

27. Сакс В.Н. Некоторые соображения о геологической истории Арктики. Проблемы Севера, 1958, вып. 1.

28. Страхов Н.М. Образование осадков в современных водоемах. М., Изд-во АН СССР, 1954.

29. Тарасов Б.В. Новое в рельефе дна Северного Ледовитого океана // Проблемы Арктики и Антарктики, 1961, вып. 8.

30. Трешников А.Ф, Балакшин Л.Л., Белов Н.А., Деменицкая Р.М., Дибнер В.Д., Карасик А.М., Шпайхер А.О., Шургаева Н.Д. Географические наименования основных частей рельефа дна Арктического бассейна // Проблемы Арктики и Антарктики, 1967, вып. 27.

31. Штилле Г. Избранные труды. М., изд-во «Мир», 1964.

32. At1asоv I.P., Egiazarov В. Kh., Dibner V.D., Romanovich В.S., Zimkin A.V., Vakar A.A., Demenitskaya R.M., Levin D.V., Karasik A.M., Hakkel Ya.Ya., Litvin V.M. Tectonic Map of the Arctic and Subarctic. Extrait des Communic. Scient. presentees a la Comission de la Carte Geol. du Monde. Paris, 1966.

33. Badsgaard H., Folinsbee R., Lipson J. Caledonian or Acadian Granites of Northern Part of Yukon Territory. Geology of Arctic, vol. 1. University of Toronto Press, 1961.

34. Beal M.A., Edvalson F., Hunkins К., Molloy А., Ostenso N. The floor of the Arctic Ocean - geographic names // Arctic, 1966, vol. 19, No 3.

35. Crary A., Goldstein N. Geophysical Studies in the Arctic Ocean // Deep-Sea Research, 1957, vol. 4, No 3.

36. Cromie W. Prelimenary results of investigations of Arctic drift station Charlie. Geology of the Arctic, vol. :1. University of Toronto Press, 1961.

37. Demenitskaya R.M., Dibner V.D. Morphological structure and the Earth's Crust of the North Atlantic Region. Trans, of the Intern. Upper Mantle Symp. in Ottawa, Sept. 1965; Geol. Surv. of Canada, 1967.

38. Dietz R., Shumway G. Arctic Basin Geomorphology // Geol. Soc. Amer. Bull. 1961, vol. 12, No 9.

39. Fricker P., Trettin H. Pre-Mississipian Succession of Northernmost Axel Heiberg Island. District of Franklin. Geol. Surv. of Canada, Pap. 62-18, 1962.

40. Gakkel Ya.Ya., Dibner V.D. The Bottom of Arctic Ocean. Dictionary Geophysics, Pergamon Press. Ld., 1967.

41. Heezen В., Ewing M. The Mid-Oceanic Ridge and its extension through the Arctic Basin. Geology of the Arctic, vol. 1. University of Toronto Press, 1961.

42. Heezen В., Tarp M., Ewing M. The Floors of the Ocean. Vol. 1, The North Atlantic, Geol. Soc. Amer., Spec. Pap. 65, 1959.

43. Hope E.R. Geotectonics of the Arctic Ocean and the Great Magnetic Anomaly // J. Geophys. Res., 1959, vol. 64.

44. Hunkins K. Seismic Studies of the Arctic Ocean Floor. Geology of the Arctic, vol. 1. University of Toronto Press, 1961.

45. Ostensо N. Geophysical investigations of the Arctic Ocean Basin. University of Wisconsin, Geophys. Pol. Res. Center, Res. Rep. Series, No 4, 1962.

46. Ostenso N. Geomagnetism and Gravity of the Arctic. Arctic Inst. of N. America, 1963.

47. Ostenso N. The Arctic Ocean. US Naval Inst. Proc, vol. 90, No 50, 1964.

48. Pattersоn I.R., Storey T.P. Caledonian Earth Movement in Western Canada. Trans. of XXI Session of Intern. Geol. Congress 1960. Copenhagen, 1962.

49. Schwarzachper W., Hunkins K. Dredged Gravels from the Central Arctic Ocean. Geology of the Arctic, vol. 1. University of Toronto Press, 1961.

50. Torsteinsson R., Tozer E. Structural History of Canadian Arctic Archipelago since Pre-Cambrian Time. Geology of the Arctic, vol. 1. University of Toronto Press, 1961.

Ссылка на статью:

Белов Н.А., Дибнер В.Д. Результаты геолого-геоморфологических исследований Арктического бассейна // Проблемы Арктики и Антарктики. 1968. вып. 28. С. 94-111.