Приступая к изложению новейшей истории геологического развития одного из интереснейших (в силу своей обособленности и географического положения) районов океана, необходимо, как нам представляется, учитывать факт его геологической сопряженности с двумя соседними океанами, тектоническое развитие которых не могло не сказаться на эволюции Арктического шельфа в новейший этап.

Ю.Е. Погребицкий рассматривает историю возникновения и последующего развития Северного Ледовитого океана в рамках единой геодинамической системы, которая понимается им как область распространения формирующих океаническую кору взаимосвязанных геологических процессов, охватывающих не только акваторию, но и обширные пространства прилегающих континентов. На современном этапе развития система представлена замкнутой (Арктической) геодепрессией, заложение которой произошло еще на рубеже ранней и поздней перми, а современного строения геодепрессия достигла в процессе структурной эволюции, в которой автор выделяет четыре этапа (позднепермско-триасовый, юрско-раннемеловой, поздний мел - палеогеновый, неоген - четвертичный). В ядре Арктической геодепрессии до позднего мела располагалась цепь сводовых вздутий коры, западная часть которой в позднем мелу - палеогене испытала рифтогенное обращение с образованием океанической впадины со спрединговой структурой в осевой части. Так возник, по мнению Ю.Е. Погребицкого, Евразийский суббассейн. Что же касается океанических впадин Амеразийского суббассейна Северного Ледовитого океана, отделенных хр. Ломоносова, то они образовались в результате прогибания Гиперборейской платформы и ее складчатого обрамления [Погребицкий, 1976].

Анализируя тектонику Северного Ледовитого океана, Ю.М. Пущаровский отметил, что "западная часть океана пространственно и генетически тесно связана с Северной Атлантикой. Восточная часть, начиная от хребта Ломоносова, иллюстрирует сложное сочетание участков континентальной, субконтинентальной и субокеанической коры" [Тектоника в исследованиях..., 1980, с. 128]. Он связывал процессы образования глубоководных частей океана с процессами тектонической деструкции, происходившей в условиях растяжения тектоносферы в мезозое.

Нам представляется важным при анализе основных событий неотектонического этапа развития Северного Ледовитого океана оценить генеральные тенденции развития прилегающих к Арктике участков соседних океанов с тем, чтобы выявить степень их воздействия на различные районы прилегающего к ним Арктического шельфа.

Ретроспективно оценивая ход развития процесса океанообразования в Атлантике, выделим намечающиеся закономерности.

1. Океанизация в пределах Атлантики происходила поступательно и направленно с юга на север, с мела по олигоцен.

2. Раскрытию, раздвижению или формированию новой области океанической  впадины каждый раз предшествовал этап деструкции - воздымания, растяжения земной коры, рифтогенеза и вулканизма. По завершению указанного цикла развития "заканчивалась" своеобразная подготовка к продвижению фронта океанизации, происходили обрушение, "базификация", продвижение активной зоны океанического рифтогенеза в новую область.

3. Возникновение глубоководной впадины океанического типа происходило в Северной Атлантике при наличии по ее периферии жесткой континентальной "рамы". Чередование в структуре поперечных сегментов с континентальной и океанической корой, а также сочетание блоков коры разных типов свидетельствует о наложенном характере процессов океанизации и сложном взаимодействии тектонических сил нового глобального процесса и остаточных тенденций развития, отвечающих "доокеаническому" этапу [Лавров, 1979; Милановский, 1979; Литвин, 1980].

Сопоставление выявленного хода тектонических событий, взаиморасположение сегментов океанического дна, последовательно примыкающих один к другому, ассоциируются с перемещающейся к северу "волной океанизации", фронт которой лишь в конце палеогена вплотную подошел к собственно Арктической области.

В северной части Тихого океана ход тектонического процесса был принципиально иным, чем в Северной Атлантике. Как отмечает Ю.М. Пущаровский, в меловой период и в палеогене здесь была картина "в общем прямолинейно идущего развития континентального типа земной коры" [Тектоника континентальных окраин..., 1980, с. 236]. Этот процесс сопровождался усложнением общей структуры приокеанической зоны за счет экспансии тектонического района островных дуг, последовательно продвигающегося от материкового блока Северо-Восточной Азии, сформированного в альбе-туроне, в сторону океанской плиты. Шло направление смещения геосинклинального процесса к океану. Структурная эволюция заключалась в последовательном перемещении процессов интенсивного прогибания, накопления мощных толщ осадков, поднятия, складчатости, вулканизма, формирования глубоководной впадины и нового повторения всего цикла развития. На созданные подобным образом геосинклинальные структуры накладывались мощнейшие деструктивные процессы, которые привели к образованию Берингова, Охотского и Японского морей. Очевидно, что тектоническое развитие северных районов Тихоокеанского подвижного пояса и Восточно-Арктического шельфа происходило сопряженно. Факт пространственного смещения геосинклинального процесса с севера и северо-запада в область Тихоокеанской океанической плиты не может быть объяснен только структурной эволюцией последней. Можно предположить связь между формированием континентального блока Северо-Восточной Азии, образованием грандиозного Охотско-Чукотского вулканического пояса и последующей за этим миграцией к югу и юго-востоку геосинклинальных условий с тектоническим развитием восточного сектора Северного Ледовитого океана.

Таким образом, своеобразие неотектонического развития Арктического шельфа, по нашему мнению, было обусловлено сопряженностью в развитии с близко расположенными зонами океанообразования. На западе: в палеогене - раннем неогене в Норвежско-Гренландском бассейне и в неогене - плейстоцене - в Арктическом; на востоке - с палеогена.

На общем фоне геодинамических процессов, происходящих в глубоководных частях океана и создающих, в силу своей тесной связи с мантийными процессами, основные поля тектонических напряжений, реализация последних осуществлялась через каркасную сетку разломов, в рамках которой сформированы все главные структурные элементы как самого океана, так и окружающего его шельфа. На каждом этапе развития в условиях определенным образом направленных напряжений возникали парагенезы структур, находящихся в динамической и генетической связи друг с другом. Используя возможности проведенного нами палеоформационного анализа (рисунок), а также системного анализа разрывных нарушений [Погребицкий, 1979], видимо, можно перейти к районированию арктических областей по стилю и режиму неотектонических движений.

По морфоструктурным, геологическим и тектоническим особенностям Арктический шельф может быть подразделен на секторы: баренцево-карский, лаптевский, восточносибирско-чукотско-бофортский и канадский.

Начало новейшего этапа развития баренцево-карского сектора относится к миоцену, когда его западная часть стала континентальной окраиной Норвежско-Гренландского глубоководного бассейна. Радикальная же перестройка всего региона произошла в позднем миоцене - раннем плиоцене, когда на океанической коре сформировался Евразийский суббассейн. В эти периоды характер разломной тектоники в баренцево-карском секторе Арктического шельфа определялся тектоническими деформациями в норвежско-гренландской и евразийской частях Северного Ледовитого океана с их активными фронтальными воздействиями тектонических напряжений с запада и севера.

Положив в основу районирования принцип выявления провинций (поясов мегаблоков) и областей по времени их формирования в один и тот же этап тектонической активизации, в пределах баренцево-карского сектора можно выделить: провинцию (пояс) приокеанических структур, а также провинции внутришельфовых структур и структур обрамления. Первая расположена в пределах внешнего по отношению к океану края Баренцево-Карской плиты и включает в себя архипелаги Шпицберген, Землю Франца-Иосифа и Северную Землю, а также разделяющие их желоба. Формирование и размещение формаций и морфоструктур здесь строго подчинено ортогонально-ориентированным, взаимно пересекающимся зонам тектонических нарушений. Преобладающий тип структурного рисунка - сводово-блоковые поднятия с многоярусной морфоструктурой и приокеанические желоба. Время окончательного формирования морфоструктурного плана, судя по палеонтологическим данным, поздний плейстоцен, что свидетельствует о непрекращающейся тектонической активности Евразийского суббассейна. Провинция внутришельфовых структур расположена в пределах центральной части Баренцево-Карской плиты, в полосе ослабленного влияния процессов океанообразования, с одной стороны, и сопряженного развития с возрождающимися орогенами и развивающимися в новейший этап щитами и плитами - с другой. Таким образом, морфоструктурный план, судя по данным палеоформационного анализа, сформировался в условиях ортогональных и диагонально-перекрестных систем тектонических нарушений древнего заложения, регенерированных в новейший этап в среднем плейстоцене. Наконец, формирование провинции структур обрамления было обусловлено, с первых же этапов новейшей активизации, преимущественно влиянием развивающихся орогенов, щитов и плит. Морфоструктурный план отличается здесь высокой степенью унаследованности от структур чехла и фундамента. Преобладающие типы структурного рисунка определяются простиранием зон глубинных разломов. В результате перестройки структурного плана на рубеже среднего и позднего плейстоцена новый наложенный элемент морфоструктуры создан в основном в пограничных с внутришельфовыми структурами районах. Северо-Восток Азии и примыкающая к нему часть Восточно-Арктического шельфа представляют собой области значительной раздробленности литосферы прежде всего за счет своего структурного положения, определяемого нахождением между двумя активными в тектоническом плане областями океанизации. Г.П. Аветисов в связи с этим подчеркивает, что "в этом регионе происходит влияние двух глобальных сейсмоактивных поясов Земли (срединно-океанических хребтов и тихоокеанского), обусловленных действием противоположно-направленных тектонических процессов" [1979, с. 78]. Подтверждением того, что формирование новейшего морфоструктурного плана находится в прямой зависимости от направленности напряжений и силы воздействия со стороны активного в новейший этап процесса океанообразования, сопровождавшегося рифтогенезом, служит особый характер разломной тектоники, свойственный Лаптевскому седиментационному бассейну. Ю.Е. Погребицкий обращает внимание на его особое место в Арктической геодинамической системе: с одной стороны, это внутриматериковое окончание океанических впадин Нансена и Амундсена, с другой - наложенная впадина, сопряженно развивающаяся с окружающими горно-складчатыми сооружениями. По геофизическим данным, выделяются центральный желоб и два прибортовых - Притаймырский и Приновосибирский, ограниченные разломами синокеанического заложения. Тектонически активные зоны на шельфе сопрягаются с активными океаническими зонами: центральный желоб продолжает рифтогенную систему нарушений хребта Гаккеля, краевые желоба - линейные прогибы, расположенные на сочленении континентального склона и абиссальных равнин океанического дна. Тесная связь со структурами океана подчеркивается также распределением эпицентров землетрясений [Аветисов, 1979]. Ю.Е. Погребицкий отмечает также, что, подобно большинству участков срединно-океанических рифтогенных зон, центральный желоб характеризуется на профиле ГСЗ (КМПВ) наличием "подушки" разуплотненной мантии (Vг = 7,5 км), расположенной в данном случае на глубине около 30 км, при общей мощности коры около 35 км» [1979, с. 101]. Образование Лаптевского бассейна он связывает с проседанием континентальной коры над расползающимся мантийным куполом.

Во внешней части шельфа сеть синокеанических разрывных нарушений, особенно ярко выраженная вблизи океанической впадины, обусловлена сочетанием радиальных и продольных разломов. Некоторые из них были заложены еще в доокеаническую стадию и регенерированы в позднем кайнозое, другие образованы в областях окружающих океаническое ядро. Несомненно, что оживление движений по древним разломам связано с процессами океанизации.

Восточно-Арктический шельф (восточносибирско-чукотско-бофортский сектор), начиная с палеогена, развивался сопряженно с мезозоидами, окаймляющими северную часть Тихоокеанского подвижного пояса. Морфоструктура южного обрамления шельфа соответствовала в общих чертах структурному плану мезозойского складчатого фундамента. Тектонический режим этого региона не был одинаковым: западные и центральные районы в общем отличались умеренной дифференцированностью тектонических движений при общей тенденции к снижению и выравниванию, восточные районы, близкие к Тихоокеанскому подвижному поясу, характеризовались сравнительно интенсивным тектоническим режимом, а северная область (современная Восточно-Сибирская низменность) испытывала компенсационное погружение [Баранова, 1967]. Анализируя структурный рисунок Восточно-Арктического шельфа на карте неотектонического районирования, составленной Ю.Н. Кулаковым [Основные проблемы..., 1983], и сопоставляя результаты анализа с выявленной в пределах северной части Тихоокеанского подвижного пояса тенденцией к расширению процесса континентизации земной коры к югу вслед за отступающей границей океанической плиты, следует допустить, что и к северу от воздымающихся мезозоид в пределах Восточно-Арктического шельфа также формировались структуры, сопряженные в своем развитии. К таким структурам прежде всего относятся гигантские впадины на современном шельфе, заложение которых, развитие и компенсация осадками прежде всего были связаны со сводово-блоковыми движениями, поступательно мигрировавшими к северу в процессе развития мезозоид Восточной Сибири и Тихоокеанского пояса в позднем мелу - палеогене. Связь впадин, расположенных на Восточно-Арктическом шельфе, именно с развитием мезозоид Северо-Востока Азии, может быть подтверждена последовательным уменьшением глубин впадин, скомпенсированных осадками, по направлению от материка к полюсу: 1,0-0,9-0,8-0,7-0,3 км.

Имеются данные о существовании в позднем мелу - палеогене глубоководного бассейна на месте Канадской котловины [Clark, 1975] . Однако анализ формаций раннего - среднего миоцена в районах шельфа, окружающих Амеразийский суббассейн, свидетельствует о серьезных тектонических преобразованиях, произошедших в олигоцене-миоцене. Видимо, с этим временем следует связывать начало формирования единой Амеразийской магнитной провинции - области, последующая эволюция которой происходила уже в рамках единого Арктического глубоководного бассейна.

Канадский сектор, испытавший воздействие океанизации только на западе, сопряженно развивался с Амеразийским суббассейном, реагируя на тектоническую активизацию в его пределах раздроблением литосферы и вертикальными движениями, особенно активными в позднем плейстоцене-голоцене.

Таким образом, новейший этап развития Арктического шельфа представляется как разновременный многостадийный процесс тектонической эволюции позднемезозойских, преимущественно континентальных структур, в процессе которой были образованы будущие крупные морфоструктуры Арктического бассейна. Заключенные в жесткую "раму" трех крупных платформ (Восточно-Европейской, Среднесибирской и Гренландско-Канадской), возникших более полумиллиарда лет назад, находящиеся в околополюсном пространстве Земли с его особыми геодинамическими условиями, трансформировавшими разномасштабные тектонические движения всех рангов прежде всего в сводовые вздутия коры, и бывшие, наконец, в позднем мезозое и раннем кайнозое "континентальными окраинами" двух более древних (по сравнению с Северным Ледовитым) океанов - Атлантического и Тихого, все морфоструктуры Арктического бассейна до позднего кайнозоя развивались по-разному. Они образовывали в отдельные периоды мезо-кайнозойской истории определенные, но качественно меняющиеся во времени парагенезы структур в пределах то одного, то другого океана. И только с позднего миоцена, как мы предполагаем, с начала формирования на мантийном уровне океанической впадины стал создаваться ансамбль сопряженных в своем развитии морфоструктур, вошедших в Северный Ледовитый океан, и находящихся, таким образом, на разных стадиях преобразования материковой коры в океаническую.

Литература

Аветисов Г.П. К вопросу о тектонической природе Арктического сейсмического пояса. - В кн.: Тектоника Арктики: Разломы материковой отмели и океана. М.: НИИГА, 1979, с. 69-80.

Баранова Ю.И. Развитие морфоструктур Северо-Востока Сибири в мезозое и кайнозое. Новосибирск: Наука, 1967. 84 с.

Лавров В.М. Геология Срединно-Атлантического хребта. М.: Наука, 1979. 142 с.

Литвин В.М. Морфоструктура дна Атлантического океана и ее развитие в мезокайнозое. М.: Наука, 1980.243 с.

Милановский Е.Е. Проблема происхождения и тектонического развития территории Исландии и прилегающих областей Северной Атлантики. - В кн.: Исландия и срединно-океанический хребет: Геоморфология. Тектоника. М.: Наука, 1979, с. 197-205.

Основные проблемы палеогеографии кайнозоя Арктики. Л.: Недра, 1983. 260 с.

Погребицкий Ю.Е. Геодинамическая система Северного Ледовитого океана и ее структурная эволюция. - Сов. геология, 1976, № 12, с. 3-22.

Погребицкий Ю.Е. Развитие разрывных нарушений в геодинамической системе Северного Ледовитого океана. - В кн.: Тектоника Арктики: Разломы материковой отмели и океана. Л,: НИИГА, 1979, с.92-107.

Тектоника континентальных окраин северо-запада Тихого океана. М,: Наука, 1980. 285 с.

Тектоника в исследованиях Геологиче­ского института АН СССР. М.: Наука, 1980. 252 с.

Clark D.L. Geological history of the Arctic Ocean basin. - In: Canadian continental margins. Calgary: 1975, Can. Spes. paper, geol., p. 501-524.

Ссылка на статью:

Зархидзе В.С. Новейший этап развития Арктического шельфа. – В кн.: Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М., «Наука», 1985, с. 58-65.