Евразийский бассейн Северного Ледовитого океана прослеживается на расстоянии 2000 км от Шпицбергенской зоны разломов на западе до материковой окраины моря Лаптевых на востоке, располагаясь между Евразией и микроконтинентом хребта Ломоносова. Океаническая впадина Евразийского бассейна сужается в юго-восточном направлении от 900 км у Гренландии до 300 км в Лаптевоморской части. Срединно-океанический хребет Гаккеля, разделяющий две глубоководные котловины - Нансена и Амундсена, является кайнозойским центром спрединга и имеет торцевое сочленение с континентальной окраиной моря Лаптевых, вклиниваясь в подножие материкового склона. Начало активного раскрытия бассейна относится ко времени около 56 млн. лет назад или, возможно, к несколько более ранней эпохе, поскольку между линейной аномалией 24 Ламонтской последовательности и морфологическими границами бассейна остается пространство шириной 50-100 км, характеризуемое низкоамплитудным магнитным полем. При этом на протяжении всего кайнозоя сохранялась асимметрия в темпах раскрытия Евразийского бассейна: котловина Нансена формировалась быстрее котловины Амундсена [Карасик, 1968; 1980; Vogt et al., 1979]. Аномально низкие скорости спрединга 1-3 мм/год в пределах юго-восточной оконечности хребта Гаккеля и близость областей сноса осадочного материала предопределили формирование мощной осадочной толщи, повсеместно перекрывающей океанический фундамент Евразийского бассейна южнее 80° с.ш.

Благодаря уникальной ледовой обстановке в августе-сентябре 1990 г. Морской арктической геологоразведочной экспедиции на НИС «Профессор Куренцов» впервые выполнено региональное сейсмическое профилирование MOB ОГТ в пределах глубоководной части моря Лаптевых и прилегающей области Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана. В результате обработки и интерпретации сейсмических материалов по профилям 90700, 90701, 90702, 90704 и 90707 получены данные о геологическом строении и тектонике этого труднодоступного региона. Построена карта основных тектонических элементов и мощностей осадочного чехла юго-восточной периферии Евразийского бассейна и глубоководной части моря Лаптевых (рис. 1).

В пределах изученной части материкового склона моря Лаптевых между 116-127° в.д. континентальный фундамент формируют породы карельской консолидации Лаптевского блока Сибири. Осадочный чехол на всем протяжении склона представлен верхнемеловыми-кайнозойскими отложениями; мощности чехла изменяются в широком диапазоне значений - от 1.5 до 8 км. В осадочном разрезе выделяется два структурных этажа: верхнемеловой-нижнепалеоценовый рифтогенный и кайнозойский талассогенный. Рифтогенный комплекс со скоростями сейсмических волн 3.15-4.0 км/с при максимальных мощностях в 2-3 км представлен, вероятно, песчано-глинистой формацией субконтинентального генезиса. Осадочная толща выполняет отдельные межблоковые грабены в теле фундамента на склоне и краевую депрессию в зоне сочленения континентальной и океанической коры. Талассогенный комплекс сформирован подводными конусами выноса различной ориентации и имеет мощности от 1.5 до 6 км. Скорости сейсмических волн в песчано-глинистой толще турбидитов возрастают с глубиной от 1.75 км/с в верхней части разреза до 3.2-3.5 км/с в нижней. Структура фундамента характеризуется блоковым строением и сопоставима с классическими моделями пассивных окраин атлантического типа: наблюдаемое погружение докембрийских блоков континентального фундамента в сторону океанической впадины Евразийского бассейна контролируется сложнопостроенной системой листрических разломов. На основе стратификации осадочных комплексов чехла установлено, что формирование северных сегментов склона (профили 90700,90701 и 90702) происходило в позднемеловое-раннепалеоценовое время, а самого южного (профиль 90704) - вероятно, в позднепалеоценовое-раннеолигоценовое время. Ширина материкового склона, измеряемая от современной бровки шельфа до границы континент-океан, изменяется от 120-130 км на севере до 60-100 км на юге.

Уточнено положение границы между континентальной корой материковой окраины моря Лаптевых и океанической корой котловины Нансена Евразийского бассейна. Трассировка этой границы линией достаточно условна: линия проведена по центру «немой» зоны на профилях 90700, 90701, 90702, 90704. Под «немой» зоной понимается участок сейсмического разреза между материковым склоном и абиссальной котловиной, в пределах которого не коррелируется ни континентальный, ни океанический фундамент. Протяженность этой зоны потери корреляции фундамента изменчива: на профиле 90700 - 28 км, 90701 - 61 км, 90702 - 39 км, 90704 - 11 км. Ступенчатая морфология обозначенной выше границы обусловлена трансформными разломами, проникающими в область материкового склона и отвечает классическим моделям формирования пассивных окраин при развитии спрединговых океанических бассейнов.

В прилегающей области Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана осадочный разрез представлен исключительно кайнозойскими отложениями. Значения мощностей синокеанического чехла изменяются от 1.5 до 8 км. В осадочном разрезе выделяются три структурных этажа, сформированных разнонаправленными подводными конусами выноса. Мощности осадочных толщ каждого из структурных этажей изменяются от нескольких сотен метров до 2-4 км. Скорости сейсмических волн в песчано-глинистых комплексах турбидитов возрастают по мере увеличения глубины залегания осадочных пород от 1.75 км/с в верхней части разреза до 4.1-4.5 км/с в нижней. По данным сейсмостратиграфического анализа в синокеаническом чехле установлено присутствие интрузивных образований типа силлов.

Поверхность океанического фундамента характеризуется сложным контрастным рельефом; тем не менее по морфоструктурным признакам выделяются котловины Нансена и Амундсена, а также разделяющая их рифтовая зона хребта Гаккеля. Обозначенные выше морфоструктурные единицы практически не выражены в рельефе дна, так как повсеместно погребены под мощной толщей осадков. Ширина рифтовой зоны хребта Гаккеля составляет 55-60 км. Ширина котловины Нансена изменяется от 120 км на севере до 25-30 км на юге. При этом ширина котловины Амундсена даже в пределах самой южной части составляет не менее 100 км. Кроме того, в котловине Нансена - большие мощности осадочного чехла и глубина залегания фундамента. Таким образом, отчетливо устанавливается асимметрия структуры Евразийского бассейна относительно океанического рифта. Следует отметить, что в отличие от Евразийского бассейна в целом южнее 80° с.ш. полускорости спрединга с юго-западной стороны хребта Гаккеля были несомненно ниже, т.е. котловина Нансена формировалась существенно медленнее котловины Амундсена.

Уточнено строение зоны торцевого сочленения срединно-океанического хребта Гаккеля с материковой окраиной моря Лаптевых. По сравнению с картами A.M. Карасика [Карасик, 1980; Савостин и др., 1984] рифтовая зона хребта Гаккеля, а следовательно, и область развития океанической коры Евразийского бассейна, прослеживается на 50-60 км южнее, чем это было показано ранее. Кроме того, к югу от 78° с.ш. установлен изгиб хребта Гаккеля восточной направленности. Вероятно, изгиб океанического рифта и смещение отдельных его сегментов относительно друг друга обусловлены поперечными сдвигами - трансформными разломами северо-восточного простирания. Самый южный сегмент рифтовой зоны хребта Гаккеля пересечен профилем 90704. В 150 км к юго-востоку на траверзе океанического рифта в шельфовой части моря Лаптевых сейсмическим профилем MOB ОГТ пересечен Восточно-Лаптевский горст - высоко поднятый блок поздних киммерид с мощностями осадочного чехла 0.5-1 км. По интенсивным положительным аномалиям в гравитационном поле структура Восточно-Лаптевского горста уверенно прослеживается до бровки шельфа. Следовательно, в районе 77°30' с.ш., между 128° и 131° в.д. имеет место вырождение океанического рифта хребта Гаккеля при его сочленении с материковой окраиной моря Лаптевых. При этом по сейсмическим данным MOB ОГТ на шельфе моря Лаптевых выделяется зона кайнозойского континентального рифтогенеза, представленная системой рифтогенных грабенов и сопряженных с ними горстовых поднятий, сформировавшихся в палеогеновое время [Грамберг и др., 1990; Иванова и др., 1989]. Тектоническая связь между океаническим рифтом хребта Гаккеля и грабенами континентальной рифтовой системы моря Лаптевых осуществлялась, вероятно, посредством трансформного разлома на границе океан-континент и крупных сдвигов на северной периферии шельфа.

По строению осадочной толщи над хребтом Гаккеля и характеру разрывных нарушений можно с достаточной степенью уверенности говорить о непрерывном, хотя и крайне «вялом», тектоническом развитии океанического рифта севернее 78° с.ш. (профили 90700, 90701, 90702). Медленный спрединг и высокие скорости осадконакопления способствовали захоронению хребта Гаккеля и образованию конседиментационных антиклиналей над плечами рифта и синформ в рифтовой долине. Мощности осадочного чехла над плечами океанического рифта изменяются от 2-3 до 4-5 км, увеличиваясь в южном направлении, а в рифтовой долине достигают 6 км. При этом в южном направлении отмечается затухание тектонической активности хребта Гаккеля. Установлено, что южнее 78° с.ш. у подножия материкового склона верхнеолигоценовые(?), миоценовые, плиоценовые и плейстоценовые отложения пассивно перекрывают погребенную структуру океанического рифта. При этом в осадочном разрезе проявлены лишь неотектонические движения - в плиоцен-плейстоценовом комплексе фиксируется простой грабен проседания, ограниченный двумя сходящимися криволинейными разрывами. Таким образом, на основе анализа строения синокеанической осадочной толщи южнее 78° с.ш. установлен перерыв в тектоническом развитии рифтовой зоны хребта Гаккеля в период приблизительно от 30 млн. лет назад до новейшего времени (профиль 90704). Этот перерыв отмечен слиянием магнитных аномалий 4-12 на картах A.M. Карасика [Карасик, 1980; Савостин и др., 1984] и формированием неоген-четвертичного осадочного комплекса на шельфе моря Лаптевых, пострифтового для палеогеновой континентальной рифтовой системы, на что ранее автором неоднократно обращалось внимание [Грамберг и др., 1990; Иванова и др., 1989].

Граница между Евразиатской и Северо-Американской литосферными плитами в Евразийском бассейне определяется положением срединно-океанического хребта Гаккеля. При этом 36 млн. лет назад полюс относительного вращения Северо-Американской и Евразиатской плит занял свое самое северное положение за весь кайнозойский цикл раскрытия Евразийского бассейна - примерно в районе 80° с.ш. В юго-восточной, приближенной к морю Лаптевых части Евразийского бассейна разрастания океанического дна не происходило [Карасик и др., 1983; Савостин и др., 1984]. Полученные данные позволяют предположить, что в период с 36 млн. лет назад вплоть до 3 или 1 млн. лет назад полюс относительного движения Северо-Американской и Евразиатской литосферных плит располагался в районе 78° с.ш. Кроме того, на континенте в области взаимодействия Евразиатской и Северо-Американской плит располагается несколько микроплит, современные границы которых оконтуриваются поясами сейсмичности [Зоненшайн и др., 1990]. При реорганизации относительных перемещений двух главных литосферных плит изменялся характер взаимодействия между микроплитами. Обозначенные выше факторы предопределили геодинамические особенности тектонической эволюции юго-восточной периферии Евразийского бассейна и хребта Гаккеля в зоне сочленения с материковой окраиной моря Лаптевых.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 97-05-65082).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

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

2. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.M. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Т. 2. 336 с.

3. Иванова Н.М., Секретов С.Б., Шкарубо С.И. Данные о геологическом строении шельфа моря Лаптевых по материалам сейсмических исследований // Океанология. 1989, том XXIX, № 5, с. 789-795.

4. Карасик A.M. В кн.: Геофизические методы исследования в Арктике. Л., 1968. С. 8-25.

5. Карасик A.M. В кн.: Морская геология, седиментология, осадочная петрология и геология океанов. Л.: Недра, 1980. С. 178-193.

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

7. Савостин Л.А., Карасик A.M., Зоненшайн Л.П. // ДАН. 1984. Т. 275. №5. С. 1156-1161.

8. Vogt P.R., Taylor Р.Т., Kovacs L.C., Johnson G.L. // J. Geophys. Res. 1979. V. 84. P. 1071-1089.