Арктический, или Северный Ледовитый, океан занимает особое положение на нашей планете. В противоположность Южному полюсу Земли, где в самых высоких широтах располагается Антарктический континент, поднимающийся над уровнем моря на 3000 м, на Северном полюсе в симметричной точке располагается океанская котловина с глубинами порядка 3000 м. Также и в тектонической эволюции Земли в целом: предполагается, что Антарктический континент за последние 150 млн. лет практически не перемещался, а в Арктике все процессы, сформировавшие структуру этого региона, произошли именно в этот промежуток геологического времени. Собранные в последние годы данные по батиметрии бассейна Северного Ледовитого океана, включая его обширный шельф, позволяют уточнить границы основных структурных элементов дна (рис. 1). К ним в центральной части океана относятся (с запада на восток): Евразийская впадина со срединным хребтом Гаккеля, хребет Ломоносова, впадина Макарова, хребет Альфа - Менделеева и Канадская впадина. Евразийский шельф Северного Ледовитого океана по возрасту и структуре фундамента (с запада на восток) можно разделить на Баренцевоморский (Свальбардский), Карский, Лаптевский и Восточно-Сибирско-Чукотский [Пущаровский, 1976; Weber & Sweeney, 1990]. Последний включает в себя западную часть шельфа моря Бофорта. Узкая полоска шельфа прослеживается от устья р. Маккензи вдоль Канадского Арктического архипелага и севера Гренландии. Только восточный сектор Евразийского шельфа Арктики и шельф Аляски и Канады одновозрастны с сопредельной Канадской глубоководной впадиной. Западнее формирование шельфовых структур закончилось задолго до возникновения морфологических элементов центральных областей океана. Анализ строения Арктического океана начнем с Амеразийского бассейна, в центре которого располагается Канадская впадина.

СЕВЕРНЫЙ ЛЕДОВИТЫЙ ОКЕАН.

АМЕРАЗИЙСКИЙ БАССЕЙН

Канадская впадина

Канадская впадина представляет собой обширную котловину с корой океанского типа, протягивающуюся от полюса на юг почти на 1600 км при максимальной ширине до 1000 км. Она разделяет Чукотку, Аляску и острова Канадского Арктического архипелага (рис. 2). На севере впадина граничит с отрогами хребта Альфа-Менделеева [Grantz et al., 1990; Lane, 1997; Plafker & Berg, 1994].

В западной части впадины располагается абиссальная равнина, опущенная на 3800 м ниже уровня моря. Она вдоль крутых уступов контактирует с поднятиями и хребтами Чукотского плато. Последние представляют собой крупные террейновые останцы, выделяющиеся в центре котловины. Всю восточную половину впадины образует обширная абиссальная равнина, отделенная от Гренландии и Канадского Арктического архипелага крутым уступом континентального склона.

Дно впадины перекрыто чехлом осадков позднемелового и кайнозойского возраста, мощность которых уменьшается с востока на запад в пределах впадины от 10-12 до 6 км [Gramberg et al., 1999]. В разрезе земной коры впадины выделяются горизонты: верхний (слой 1) кайнозойский со скоростями 1.8-3.6 км/с, средний (слой 2) верхнемеловой со скоростями 4.2-4.6 км/с и, наконец, нижний (слой 3) - базальтовый, нижнемеловой, со скоростями от 6.6 до 7.7 км/с. Северо-Американский континент и Канадская впадина граничат вдоль линейной гравитационной и магнитной аномалий, располагающихся над системой листрических разломов, приуроченных к континентальному уступу [Laxon & McAdoo, 1994]. Можно утверждать, что характер сочленения впадины с океанской корой и континентом в Арктике подобен тем, которые устанавливаются вдоль пассивных окраин Атлантического и Индийского океанов. Вероятно, здесь также прослеживается полоса SDR. Исключение составляют только два региона - граница шельфа с Чукотским плато и хребтом Менделеева, где подобные аномалии не установлены. Это объясняется тем, что в данных регионах континентальная кора не прерывается и ее блоки прослеживаются севернее континентального уступа. Магнитное поле дна впадины спокойно. Линейные аномалии не имеют четкого выражения, за исключением осевой зоны предполагаемого спрединга, которая, по мнению А. Грантца и др. [1990], прослеживается от устья р. Маккензи почти в субмеридиональном направлении. Она устанавливается в той же зоне и другими исследователями [Kovacs et al., 1995; Verhoev et al., 1996]. По данным альтиметрии зона осевого рифта характеризуется пониженным гравитационным полем [Lane, 1994; 1997; Laxon & McAdoo, 1994].

По гравиметрическим данным для Канадского бассейна в целом типично невысокое отрицательное поле с определенной асимметрией - некоторым повышением аномалий силы тяжести по направлению к Чукотскому плато и четко выраженными положительными значениями линейных аномалий подножия континентального склона.

Многие североамериканские исследователи считают, что Канадская впадина образовалась в результате ротации континентальных блоков в позднеюрское - раннемеловое время. А. Грантц с соавторами высказали предположение, что в эту геологическую эпоху в ороклине, который образует Канадская Арктика и Аляска, произошло растяжение с углом раскрытия в 66°, в результате которого Аляска и восточная Чукотка (Арктическая Аляскинская плита) переместились на запад в современное положение, полностью перекрыв юрское Южно-Анюйское море. Вдоль линии столкновения Арктической Аляскинской плиты с Северо-Восточной Азией прослеживается восточная часть Южно-Анюйской сутуры [Sokolov et al., 2002]. В Северо-Восточной Азии Арктическая Аляскинская плита включает прибрежные районы Чукотки, вплоть до Певекского залива и Чаунской впадины. Однако на северо-востоке Азии Южно-Анюйская сутура протягивается и западнее этих районов, вплоть до о-ва Большой Ляховский [Kuzmichev et al., 2002]. За ним простирание сутуры постепенно меняется на северо-западное и северное, огибая блок континентальной коры с островами Новосибирского архипелага. Следовательно, ротация в пределах Канадской котловины полностью не объясняет закрытие Южно-Анюйского моря и образование офиолитовой сутуры. Обширная часть океана, располагающаяся южнее и к западу от хребта Альфа-Менделеева и до хребта Ломоносова, в поздней юре и раннем мелу обладала корой океанского типа. Она образовалась в результате перемещения континентальных террейнов от Северной Америки к Евразии вдоль трансформных разломов.

Впадина Макарова

Современная впадина Макарова представляет собой реликт относительно обширного бассейна, который, возможно, простирался от осевой зоны хребта Альфа-Менделеева до котловины Амундсена в Евразиатской впадине.

Орографически впадина Макарова хорошо выражена. Она расположена между хребтами Ломоносова и Альфа-Менделеева, от которых ее отделяют крутые уступы. По приближению к Евразиатскому шельфу впадина расширяется до 600 км и сужается в районе моря Линкольна до нескольких десятков километров. Протяженность впадины достигает 900 км. Глубины центральной части впадины превышают 3500 м. Сейсмические исследования, проведенные в южной части впадины (котловина Подводников), показали, что она обладает корой океанского типа, мощность которой не превышает 12-15 км. Гравитационное поле района впадины относительно спокойное с отрицательными значениями порядка 10 м/Гал и только недалеко от берегов Гренландии становится более контрастным.

Магнитное поле этой узкой депрессии более сложное: у берегов Евразии оно спокойно, и заметные положительные аномалии устанавливаются только в ее краевых частях. Однако в узкой зоне, вблизи Гренландии, общий спокойный фон нарушается положительными аномалиями, обусловленными сложным рельефом горстов и грабенов, которые входят в ее внутреннюю структуру. Четких, хорошо документированных линейных магнитных аномалий не установлено. Предполагается, что у полюса и на юге впадины Макарова, в районе котловины Подводников, имеются несколько (не более 5) линейных аномалий субмеридионального простирания. Возрастная датировка их остается спорной, но в целом они определяются как меловые. Эти аномалии пересекают простирание отдельных аномалий магнитного поля Канадской впадины почти под прямым углом и ориентированы параллельно магнитным максимумам хребтов Альфа-Менделеева и Ломоносова. Судя по рельефу ориентировки аномалий геофизических полей и характеру контактов с хребтом Ломоносова, впадина Макарова может быть признана отдельной океанской структурой. Вероятно, впадина Макарова имеет особую генетическую природу. Она формировалась, по-видимому, позднее Канадской котловины в конце раннемелового времени.

Палинспастические построения, объясняющие образование впадины, рассмотрим после анализа строения горного хребта Альфа-Менделеева, который разделяет впадины Канадскую и Макарова.

Хребет Альфа-Менделеева

Это горное сооружение, включающее два хребта - Альфа, со стороны Северо-Американского континента, и Менделеева, прослеживающегося от Евразийского шельфа к востоку от островов Де-Лонга. Оно в значительной степени является ключевой структурой для полного понимания мезозойских процессов эволюции Арктического океана. История географического открытия хребтов следующая: в 1949 г. дрейфующая станция СП-2 установила наличие горного поднятия к западу от Чукотского плато и назвала его в честь великого русского химика Д.И. Менделеева (1834-1907 гг.), который на рубеже 19-го и 20-го веков предложил детальную и научно обоснованную программу освоения российской Арктики и организации судоходства по Северному морскому пути. Хребет Альфа был открыт спустя 10 лет, в 1957-1958 гг., американской ледовой станцией Альфа, от которой он получил свое название [Hunkins, 1961]. В те годы не было четкого представления, соединяются ли хребты между собой или нет, поэтому для единого горного сооружения существует уже принятое в литературе двойное название.

Среди подводных хребтов Арктики хребет Альфа-Менделеева представляет собой самое крупное подводное горное сооружение, образованное тремя линейными трансарктическими горными грядами, протягивающимися от о-ва Элсмир Канадского архипелага до Евразийского континентального шельфа. Ширина хребта в среднем составляет около 450 км, а длина около 1000 км. По данным сейсмоакустики, мощность осадочного чехла в его пределах сильно меняется: в грабенах она возрастает до 2700 м и более, а на гребнях поднятий сокращается до 500 м. Общая мощность земной коры здесь достигает 30-35 км [Джексон и Джонсон, 1984]. Слой 2 обладает скоростями от 5.5-6.0 км до 6.8 и слой 3 от 7.0 до 7.9 км/с. Отметим также, что слой 3, по-видимому, образованный магматическими породами, слагает до 2/3 всего разреза коры и к зонам его наибольшей мощности приурочены самые значительные гравитационные и магнитные аномалии.

На карте аномального магнитного поля Арктики хребет Альфа-Менделеева выделяется своими положительными значениями, которые заметно выше, чем в сопредельных структурах. По ним можно предположить, что северная часть Канадской впадины (или Северо-Канадская котловина) (см. рис. 2) располагается на южных отрогах хребта. Молодые осадки котловины перекрывают вулканические породы хребта и сглаживают общий рельеф [Taylor et al., 1981]. В отличие от южного склона хребта, его северное ограничение вдоль зоны сочленения с впадиной Макарова характеризуется обрывистыми уступами и здесь, на крутых склонах, обнажаются породы 2 и 3 слоев разреза земной коры.

Возраст пород, слагающих акустический фундамента хребта, был определен в пределах хребта Альфа. В трех районах поршневыми трубками были подняты осадки, представленные черными кремнистыми илами, богатыми органическим материалом. Они были датированы поздним кампаном или поздним кампаном - Маастрихтом [Clark & Byers, 1984]. Эти илы слагают нижнюю часть тонкослоистой осадочной толщи. На крутом склоне хребта были драгированы сильно измененные и выветренные туфы толеитовых базальтов [Jackson et al., 1985; Mudie & Blasco, 1985]. Позднее со скальных склонов подводной горы Львов были подняты известково-щелочные базальты, представляющие, вероятно, акустический фундамент [Mühe & Jokat, 1999]. Их возраст определен методом Ar⁴⁰/Ar³⁹ в 82 ± 1 млн. лет [Jokat, 2003], или как поздний кампан.

Природа хребта Альфа-Менделеева остается предметом научных дискуссий. При ее объяснении предполагалось, что хребет - это: 1) фрагмент континента; 2) бывшая ось спрединга; 3) зона сжатия, с развитием островодужного и субдукционного комплекса; 4) неактивный трансформный разлом; 5) подводное вулканическое плато или 6) путь горячей точки. По нашему мнению, на разных стадиях своего развития эта горная страна прошла все предполагаемые этапы тектонического процесса, за исключением стадии горячей точки [Lawver et al., 2002].

Во-первых, уже упоминалось, что хребет Альфа-Менделеева не отделен от шельфа поперечной гравитационной аномалией, которая характерна для границы между структурами океанского и континентального типа. Данные сейсмического зондирования, проведенные в южной части хр. Менделеева в 2000 году [Заманский и др., 2002], свидетельствуют о наличии в разрезе коры хорошо трассируемого слоя со скоростями 4.85-5.6 км/с, мощностью до 3-5 км, обычно характерного для областей, обладающих континентальной корой. К такому же выводу пришел П. Тейлор [Taylor, 1983], который, анализируя данные по магнитному полю, установил, что над областью хребта располагается обширная положительная аномалия, подобная аномалии Гренландии. Он также пришел к выводу, что мощность земной коры в этом регионе не менее 30 км. Следовательно, можно обоснованно полагать, особенно для южных отрогов хребта Менделеева, что в его основании имеются блоки с континентальной корой, как это предполагали и раньше [Оловянников, 1998].

С другой стороны, разрез коры хребта Альфа-Менделеева очень близок, даже в деталях, к разрезам коры океанских вулканических плато. По общей мощности коры, а также по увеличенной мощности 3 слоя и наличию блоков и линз континентальной коры область хребта может быть сопоставима с плато Кергелен и Агульяс (рис. 3). Сходство с ними подчеркивает также и анизотропия мантии, обычно характерная для океанских вулканических плато, которая также наблюдается под хребтом Альфа-Менделеева. Итак, хребет может представлять собой океанское вулканическое плато, заложившееся на разрозненных блоках континентальной и океанической коры, вытянутое вдоль границы раздела между впадинами Канадской и Макарова. Блоки континентальной коры, скорее всего, трассировались вдоль линии трансформного разлома, разделявшего эти котловины. Вдоль трансформы происходило левостороннее перемещение континентальных блоков (например, Новосибирского и Де-Лонга) в субмеридиональном направлении. Эти крупные террейны при столкновении с шельфом Евразии сформировали западную половину Южно-Анюйской сутуры [Sokolov et al., 2002]. Впадина Макарова со стороны Баренцевоморского шельфа была ограничена разломами со сдвиговой составляющей. Таким образом, эту котловину можно рассматривать как впадину типа пулл-апарт, открытие которой происходило почти одновременно с Канадской впадиной, а смещение блоков против часовой стрелки было как бы производным от ротационного раскрытия бассейна океанского типа на востоке. Отметим, что впадина пулл-апарт была шире современной котловины Макарова, по меньшей мере, вдвое. В нее входила вся акватория западной части хребта Альфа и практически вся площадь, занятая сейчас впадиной Амундсена. Вероятно, дно этой Центрально-Арктической палеокотловины было расчленено продольными сдвигами на несколько секторов в результате растяжений и сдвиговых смещений. В апт-альбское время в центральной части котловины, возможно, существовала меридиональная ось спрединга (Н.И. Гуревич [Гуревич и др., 2003] предполагает даже наличие здесь центра спрединга тройного сочленения). Часть вновь возникшей океанской коры субдуцировала под океанскую кору Канадской впадины. Над зоной субдукции, протягивающейся вдоль трансформного разлома, формировалась вулканическая ремнантная дуга, перекрывавшая как океаническую, так и остатки континентальной коры. В середине позднего мела, в эпоху общей активизации вулканизма на планете, в Арктике центром и наиболее ярким проявлением его был хребет Альфа-Менделеева. Эффузивы верхнего мела распространены также в Свердрупском прогибе на севере Канады и на плато Де-Лонга на востоке Евразии. Этот этап развития хребта был сходен по многим признакам с процессами, протекающими при образовании подводного вулканического плато. Завершилось формирование акустического фундамента хребта в кампане. Видимо, тогда же на Баренцевском шельфе произошло заложение разломов, с запада ограничивших блок хребта Ломоносова.

Хребет Ломоносова

Подводный горный хребет Ломоносова представляет собой линейную структуру, ширина которой изменяется от 45 до 150 км, а длина более 800 км. Он прослеживается в средней части Арктического океана от шельфа Евразии и до Гренландии. Осевая зона хребта обладает относительно выровненной поверхностью, которая находится на глубинах от 1000 до 1500 м. Восточное ограничение хребта крутое, вероятно, контролируется листрическими сбросами, а западный склон заметно более пологий, что объясняется широким развитием здесь кайнозойских турбидитов, которые скрывают неровности рельефа [Богданов и др., 1997; Grantz et al., 2001; Jokat et al., 1995].

Хребет Ломоносова на карте аномального магнитного поля выражен слабыми положительными магнитными аномалиями, параллельными общему простиранию хребта. В гравиметрическом поле хребет характеризуют также слабые положительные значения. На основании комплексных геофизических данных предполагается, что хребет Ломоносова обладает корой континентального типа, мощность которой не менее 30 км [Jokat et al., 1992; 1995; Weber & Sweeney, 1990]. Верхняя часть разреза (до 50 м мощности) сложена кайнозойскими осадками, представленными пелагическими илами, преимущественно продуктами ледового разноса. Они сменяются вниз по разрезу темно-бурыми тонкослоистыми илами плейстоцена (100 м) и под ними черными и темно-коричневыми известковыми глинами со следами поверхностей оползания миоценового возраста (50 м). Верхний слои кайнозойских осадков, по данным сейсмоакустики, несогласно перекрывает слоистые толщи, обладающие сейсмическими скоростями 4.0-4.6 км/с. По возрасту этот горизонт относят к мезозою. По данным А. Грантца и др. [Grantz et al., 2001], возможно, он включает весь разрез мезозоя, начиная с вулкано-кластических и вулканогенных образовании мела и осадочные пород широкого возрастного диапазона - от юры до карбона, на что указывают цирконы, обнаруженные в песчаниках поршневыми трубками. Его мощность порядка 1500 км. Фундамент слоистого комплекса хребта, видимо, образован метаморфическими породами позднедокембрийского возраста. Таким образом, вполне правомерно предполагать, что хребет Ломоносова представляет собой линейный блок континентальной коры, отделившийся в результате спрединга от Баренцевоморского шельфа приблизительно 58 млн. лет назад в раннем палеоцене [Kristoffersen, 1990]. Перемещение континентального блока хребта Ломоносова по направлению на восток в Евразийском бассейне происходило вдоль сдвигов ограничивавших континентальные шельфы. Блок хребта отделен от шельфа положительными гравитационными и магнитными максимумами Скорость перемещения Ломоносовского террейна на восток определялась амплитудами раскрытия Евразийской котловины и спредингом в хребте Гаккеля.

ЕВРАЗИЙСКАЯ КОТЛОВИНА

Евразийский бассейн занимает западную половину глубоководной части Северного Ледовитого океана. Он простирается от Северного полюса и хребта Ломоносова до островов архипелага Франца-Иосифа почти на 1000 км в ширину и от плато Морриса Джезупа до шельфа моря Лаптевых на 1900 км в длину. Хотя остается много невыясненных вопросов о деталях строения и эволюции котловины, плейттектоническую модель геологической истории можно считать наиболее общепринятой. Впервые эта модель была предложена A.M. Карасиком [Карасик, 1980; Карасик и др., 1984]. Она предполагала наличие оси спрединга вдоль медианы срединного хребта Гаккеля. В обе стороны от хребта прослеживаются парные линейные магнитные аномалии. С двух сторон впадины у края Баренцевоморского шельфа и хребта Ломоносова установлена аномалия 24. Ближайшая к хребту аномалия 5 протягивается от шельфа моря Лаптевых на востоке и до пролива Фрама на западе.

Самая погруженная часть котловины устанавливается вдоль осевой части хребта Гаккеля, где глубины моря опускаются ниже 4000 м, тогда как в целом хребет возвышается над абиссальной равниной почти на 1000 м. Абиссаль во впадине Амундсена опущена на 4000 м ниже уровня моря, а впадина Нансена до 3200 м.

В целом рельеф в пределах впадин выровнен осадочным чехом, за исключением районов, непосредственно примыкающих к хребту Гаккеля. Здесь располагаются отдельные горные гряды, параллельные хребту, более высокие и крутые с восточной стороны. Собственно хребет Гаккеля хорошо выражен в рельефе почти на всем своем протяжении. К его осевой части приурочены центры мелко- и среднефокусных землетрясений. В самой южной части (южнее 80° с.ш.) вблизи шельфа моря Лаптевых он прослеживается только по эпицентрам землетрясений. В последние годы в осевой зоне хребта были установлены центры активного вулканизма [Müller & Jokat, 2000].

Осадочный чехол максимальной величины достигает во впадине Амундсена, где его мощность около 2000 м выравнивает рельеф основания. Во впадине Нансена мощность кайнозойских осадков обычно колеблется от 300 до 700 м. В целом разрезы осадков в котловинах Нансена и Амундсена сопоставимы между собой [Грамберг и Погребицкий, 1993], что подтверждает их единую генетическую природу. Они слагают верхний слой разреза океанской коры, общая мощность которой в Евразийской котловине менее 12 км. Фундамент котловины характеризуется корой типично океанского типа со средней мощностью 7-10 км. В целом Евразийская впадина представляет собой пример молодой океанской структуры, формирующейся в кайнозое [Jokat et al., 1995] с медленным спредингом в осевой части. Его скорость изменялась от 1.2 до 0.5 см/год. Тектонические процессы, протекавшие в котловине, получили отражение на шельфе Евразии.

АРКТИЧЕСКИЙ ШЕЛЬФ ЕВРАЗИИ

Баренцевоморский шельф

Шельфовые области занимают 51% площади Северного Ледовитого океана, и четыре пятых из них представляют шельф Евразии. Европейскую часть арктической окраины занимают акватории Норвежского и Баренцева морей. Они охватывают обширную площадь от континентального склона Норвежского моря в Северной Атлантике на западе и до о-вов Новой Земли на востоке. Отличительной особенностью этого региона служит практически повсеместное распространение в его пределах докембрийского фундамента. Он перекрыт осадочным чехлом, включающим местами полный разрез палеозойских отложений и вулканогенно-осадочного пермско-триасового и верхнеюрско-нижнемелового комплексов. Юрские, меловые и кайнозойские осадки распространены не повсеместно. Мощность чехла неравномерна. Она значительна на западном склоне Свальбардской плиты и Нордкапском прогибе, местами превышая 10 км. Осадочный чехол в пределах сводовых поднятий заметно сокращен и достигает не более 2-4 км [Баренцевская…, 1988; Богданов и др., 1997; Поселов и др., 2002; Цибуля и др., 1994; Шипилов и др., 2003]. В целом в докембрийском основании Баренцевоморского шельфа располагаются три микроплиты: на западе - Норвежская, в центре - Свальбардская и на юго-востоке - Тимано-Печорская. Норвежская плита переместилась к Балтийскому щиту в тылу от пояса каледонид океана Япетус. Элементы последнего с океанской корой и островными дугами на юге надвинуты на край Балтийского кратона. На севере они установлены в Западном Шпицбергене, где нижне- и среднепалеозойские образования надвинуты на раннерифейские метаморфиты. Восточная граница Норвежской плиты, причленение которой к Балтийскому своду привело к полному закрытию океана Япетус, прослеживается от Свальбардского архипелага вдоль осей прогибов Ольги и Короля Карла до Нордкапского трога. В пределах последнего мощность осадочного чехла превышает 10 км. Вероятно, отрицательные структуры наследуют сутуры в кристаллическом основании (рис. 4).

Восточнее Норвежской плиты расположена Свальбардская плита с гренвилльским фундаментом [Тектоническая карта…, 1996]. В ее центральной части располагаются сводовые поднятия Центрально-Баренцевское, Адмиралтейское, Персея и Мурманское, разделенные неглубокими прогибами. Эта область характеризуется сокращенной мощностью осадочного чехла, в нижней части которого присутствуют породы карбонатного комплекса нижнего и среднего палеозоя. У северного края плиты перед континентальным склоном к востоку о-ва Свальбард располагаются острова Виктории и Земли Франца-Иосифа. Они занимают вершины подводных поднятий. В первом случае остров образован среднекаменноугольными известняками, а во втором - трапповыми покровами базальтов и андезито-базальтов, возраст которых датируется от 161 до 95 млн. лет (оксфорд - сеноман [Столбов, 2002]). Под траппами близко к поверхности располагаются метаморфические породы фундамента [Грамберг и др., 2000]. Острова разделены трогом Франц-Виктория. Надо отметить, что рифтообразные прогибы и троги у северной окраины шельфа ориентированы в северо-северо-западном и северо-северо-восточном направлениях, практически перпендикулярно к континентальной окраине.

На восточной окраине Свальбардской плиты располагается самая крупная субмеридиональная структура этой части шельфа - Восточно-Баренцевский прогиб. Он прослеживается вдоль границы Свальбардской плиты с Пай-Хой-Новоземельским складчатым поясом. Прогиб на всем своем протяжении от границы с Печорской плитой на юге до Адмиралтейского поднятия на севере отличается значительной амплитудой прогибания (около 12 км) и разделен Лудловским сводом на Северо-Баренцевскую и Южно-Баренцевскую впадины. В первой из них максимальная мощность осадков достигает 15 км, а во второй - свыше 20 км. Самые значительные мощности (до 8-9 км) в Восточно-Баренцевском прогибе слагают пермские и триасовые отложения [Богданов и др., 1997], накопившиеся в эпоху наиболее контрастных перемещений вдоль западного ограничения складчатого пояса. Установлено, что под Восточно-Баренцевским прогибом мощность земной коры в фундаменте под подошвой осадочного слоя сокращается до 10-14 км. В южной его части кора континентального типа отсутствует.

Вероятно, прогиб заложился вдоль сутуры, разделявшей докембрийскую плиту и раннемезозойский складчатый пояс, а линейная зона с корой океанского типа представляет собой реликт палеозойского океана, который сохранился между двумя литосферными блоками.

Южную часть Баренцевоморского шельфа занимает Печорская плита, испытавшая кратонизацию и консолидацию в байкальскую эпоху. От Балтийского щита ее отделяют на западе Кольско-Канинская моноклиналь и Тимано-Канинская система покровов. Крайним северным элементом плиты служит Куренцовская ступень [Сенин и Шипилов, 1993] с вертикальной амплитудой в чехле около 3-5 км. В центральной части плиты располагается Печероморская впадина, в пределах которой мощность осадков составляет 5-7 км. Структура впадины осложнена серией левосторонних сдвигов. Наиболее крупные из них прослеживаются вдоль побережья. Во впадине, по сравнению с континентальной областью, заметно возрастает мощность отложений перми и триаса. Они слагают пологие валы и широкие депрессии северо-западного и субширотного простирания. Фундамент Печерской плиты выходит на поверхность в пределах Канинской гряды, полуостровов Рыбачий и Варангер, где представлен кварцитами и метаморфизованными песчаниками верхнего рифея и венда [Пискарев и др., 2002].

Карский шельф

Акватория Карского моря, перекрывающая одноименный шельф, располагается между архипелагами островов Новой Земли на западе и Северной Земли на востоке, а также полуостровами Пай-Хой и Таймыр. На северо-северо-западе региона Карский шельф отделен от архипелага Земли Франца-Иосифа трогом Святой Анны, характеризующимся сокращенной мощностью земной коры (до 20 км) и линзой осадков более 10 км. Карский шельф по типу фундамента, возрасту и мощности осадочного чехла и характеру структур делится на два района: южный - Южно-Карскую впадину и северный - Карскую плиту. На северо-западе они разделены поднятием Северного Сибирского порога, а на юге - пограничными с ним Свердрупским валом и прогибом Арктического института [Мащенков и др., 2002; Тектоническая карта…, 1998].

Южно-Карская впадина представляет собой прямое продолжение Западно-Сибирской плиты. Домезозойский фундамент по комплексу геофизических данных залегает на глубинах 12-14 км. По-видимому, он представлен складчатыми и метаморфизованными образованиями рифейского-раннепалеозойского возраста. Граница между нижней корой и мантией в окраинных частях впадины прослеживается на глубинах 30-35 км. В центральной части в пределах раннемезозойских рифтов ее глубина уменьшается до 20-26 км, а местами, возможно, и до 15 км, на что указывают высокие значения теплового потока в морских скважинах у полуострова Ямал [Цибуля и др., 1994]. В связи с этим в литературе неоднократно высказывалось предположение, что в центральных частях рифтов в пределах Южно-Карской впадины имеются участки с реликтовой океанской корой. На гетерогенном фундаменте, сложенном рифтами и разделяющими их горстами, среди которых наиболее крупные Рогозинский и Русановский, залегает осадочный чехол. В нижней части чехла присутствуют палеозойские терригенные отложения. В нижнетриасовых разрезах имеются прослои базальтов и даек диабазов, отвечающие раннему этапу рифтогенеза. В центральной части рифтовых структур мощность пермско-триасовых образований может достигать 6-7 км. Юрско-меловой и кайнозойский чехлы в осевой части Южно-Карской впадины представлены горизонтально залегающими терригенными осадками максимальной мощностью до 5-6 км, а общая суммарная мощность чехла в этих районах превышает 14 км.

На северо-западе и севере система листрических разломов отделяет Южно-Карскую впадину от Новоземельской микроплиты. Восточнее разрывные нарушения меняют простирания на северо-северо-западные. Здесь они ограничивают с запада Свердрупский вал. Эта структура представляет собой линейное сводовое поднятие, в осевой части которого фундамент сложен вендско-рифейскими метаморфическими сланцами. На них залегают верхнеюрские и меловые песчаники и аргиллиты, мощность которых 1600 м [Грамберг и др., 2000]. Возможно, вал служит северо-западным продолжением Центрально-Таймырского аккреционного пояса. На севере Свердрупский вал пересекается Северным Сибирским порогом, который представляет собой продолжение субширотного поднятия складчатого рифейского фундамента Новой Земли, сформировавшегося в киммерийскую эпоху. По данным сейсмоакустики Северный Сибирский порог слагается серией покровов, надвинутых на юг. По ним складчатые палеозойские и рифейские толщи перемещены на структуры Свердрупского вала и западный край Карской плиты.

Карская плита занимает северо-восточную часть Карского шельфа. В ее пределах расположены структуры архипелага Северной Земли и Северного Таймыра, а также острова поднятия Визе. Западной границей плиты служит трог Святой Анны, а на востоке она отделяется от Лаптевского шельфа северо-восточным продолжением Центрально-Таймырского аккреционного пояса. Поднятие Визе представляет собой обширный свод, фундамент которого сложен кристаллическими сланцами протерозоя и раннего рифея, а чехол представлен морскими отложениями верхнего рифея - палеозоя, а также маломощными прибрежно-континентальными породами мела и кайнозоя. Общая мощность осадочного чехла на своде поднятия меняется от 2 до 5 км. В отдельных мульдах округлой формы чехол достигает мощности до 8-10 км. Часто разделяющие их поднятия венчаются островами на вершинах. Общая мощность земной коры в пределах поднятия около 40 км.

Поднятие Визе отделено от центральной части плиты, в которой расположены острова архипелага Северной Земли, относительно узким (до 100 км в ширину) меридионально ориентированным трогом Воронина, протягивающимся почти на 1000 км. Трог субпараллелен более западному трогу Святой Анны и сопрягается с краем континентальной плиты почти под прямым углом. Общая мощность коры в троге Воронина меньше, чем на поднятии Визе и в центре Карской плиты. Она достигает 25-27 км. По сейсмическим данным в основании разреза осадочного чехла трога Воронина заметную роль играют терригенно-карбонатные толщи верхнего рифея и нижнего палеозоя, а в его верхней части - маломощные терригенные осадки мезозоя и кайнозоя. Общая мощность чехла, по данным сейсмических и гравиметрических исследований, составляет от 10 до 15 км. Высказывалось предположение, что заложение трога произошло в среднем палеозое. Это подтверждается двухъярусным строением чехла.

Центральная часть Карской плиты образована островами Северной Земли. Можно утверждать, что вся подводная часть плиты в этом районе сложена породами рифея и палеозоя, которые перекрывают дорифейский кристаллический фундамент. Мощность чехла в этой части невелика: на востоке она не более 1 км и по направлению на запад увеличивается до 5 км. Дислокации, осложняющие структуру чехла, вероятно, образовались во время коллизии плиты с Сибирским кратоном, на что указывает возраст син- и постколлизионных гранитоидов (242-245 млн. лет).

В целом для Карского шельфа характерно высокое положение кристаллического фундамента относительно уровня моря. Исключение составляют только троги, находящиеся в его северной части (см. рис. 4). По времени формирования северная половина шельфа имеет много сходства с Баренцевским шельфом и, возможно, представляет отдельную часть общей плиты. Южная часть Карского шельфа, как уже подчеркивалось, служит естественным продолжением структур Западно-Сибирской плиты. Вероятно, в эпоху коллизии Карской плиты с Сибирским кратоном произошло торцовое сочленение палеозойских структур Уралид с Карской плитой.

Лаптевский шельф

Шельф моря Лаптевых расположен между Таймырским полуостровом на западе и архипелагом Новосибирских островов на востоке. В его пределы с юга продолжаются структуры Сибирского кратона, осложненные линейными дислокациями позднеюрского возраста. По структуре чехла шельф моря Лаптевых делится на три региона: Восточно-Лаптевское поднятие, Ленская рифтовая система и Лено-Таймырский прогиб [Гусев и др., 2002; Драчев, 2002; Тектоническая карта…, 1998].

Восточно-Лаптевское поднятие располагается в пограничной области между Сибирским кратоном и Верхоянской областью позднеюрских-раннемеловых дислокации. Их фундамент сложен кристаллическими породами архея. Однако палеозойская и мезозойская история были разными. В пределах Верхоянской области мезозоид восточная окраина Сибирского кратона в палеозое была занята карбонатной платформой. В позднем палеозое и мезозое, вплоть до средней юры, этот тип седиментации сменился терригенным комплексом. Терригенные толщи в Верхоянском хребте и Яно-Индигирской области смяты в крупные складки, осложненные разломами и прорванные позднемеловыми посторогенными гранитоидами.

На северном склоне Сибирского кратона палеозойский карбонатный чехол перекрывает рифейские отложения. Мощность его разреза заметно сокращена, а местами полностью редуцирована. Терригенное осадконакопление в этом регионе началось в триасе и завершилось в раннем мелу. Вдоль северного ограничения Оленекского свода Сибирского кратона широко распространена блоковая тектоника. Амплитуда вертикальных перемещений вдоль сбросов здесь достигает нескольких километров.

Меньшая амплитуда вертикальных перемещений характерна для Восточно-Лаптевского поднятия. На границе с Верхоянской зоной располагается Столбовой горст, в пределах которого максимальная мощность чехла достигает 2-2.5 км. Ширина горста около 80 км, а длина 500-550 км. На о-ве Столбовой породы чехла подняты над уровнем моря. Здесь разрез представлен терригенными отложениями позднеюрского-раннемелового возраста. Породы смяты в пологие складки субмеридонального простирания. Восточно-Лаптевское поднятие срезается разломом Чарли, который прослеживается вдоль края континентального склона. Западнее на Лаптевском шельфе располагается рифтовая система. Центральной структурой этой зоны является Усть-Ленский рифт. При ширине 70-150 км он протягивается с юго-юго-востока на северо-северо-запад почти на 500 км. Осадочный чехол в осевой части рифта достигает почти 10 км. По данным сейсмоакустики возраст осадков датируется как позднемеловой - кайнозойский. Вдоль бортов рифта устанавливается ступенчатое строение. Разломы, ограничивающие структуру, близки к вертикальным и ориентированы на северо-северо-запад.

К западу от Усть-Ленского рифта находится Южно-Лаптевский прогиб, который сменяется по простиранию Западно-Лаптевским прогибом. Эти структуры имеют мульдообразную форму, в которых ширина лишь в 1.5 раза меньше длины. В фундаменте впадин устанавливаются вертикальные блоки, которые делят прогибы на отдельные поднятия и впадины. В центральной из них, Оленекской, мощность осадочного чехла достигает даже 13 км. Предполагается, что осадочный чехол в прогибах включает весь разрез мезозоя (триасовые отложения включительно) и кайнозоя. Вдоль берега моря от дельты р. Лены на запад вплоть до Южно-Таймырской зоны прослеживается Оленекская зона дислокаций. В ее пределах преобладают линейные складки субширотного простирания с осевыми поверхностями, падающими на северо-восток под углами 45-65°. Зона достигает 50 км в ширину и надвинута с севера на юг на палеозойские известняки чехла кратона. Оленекские дислокации, по-видимому, возникли одновременно с Верхоянским складчатым поясом.

Складчатые формы позднеюрского-раннемелового периода широко проявились на крайнем востоке шельфа моря Лаптевых, а также в пределах Новосибирского архипелага на западе сопредельного шельфа Восточно-Сибирского моря.

Восточно-Сибирско-Чукотский (Амеразийский) шельф

Восточно-Сибирско-Чукотский шельф занимает всю обширную зону Арктического шельфа восточной Евразии. Если границы между шельфами западных арктических морей отделены одна от другой архипелагами островов, то на востоке Арктики, восточнее Новосибирского архипелага, такие барьеры отсутствуют. По-видимому, это объясняется общей меридиональной ориентировкой основных структур на западе Арктического шельфа Евразии. Восточнее Новосибирского архипелага простирание структур дна шельфа меняется на западно-северо-западное и местами близкое к субширотному. Надо отметить, что, за исключением Южно-Анюйской сутуры, ни одна структурная единица суши не имеет прямого продолжения на дне шельфа. Структурный план дна Чукотского моря продолжает на восток элементы шельфа моря Бофорта (рис. 5).

Обширная акватория восточных морей Азии (ее можно назвать Амеразийским шельфом Азии) имеет кору континентального типа, мощностью 40-42 км. Мощность осадочного чехла в рифтах и прогибах часто достигает 10 км, а в отдельных районах превышает и 14 км. Земная кора под ними заметно сокращена и считается субконтинентальной. Только в осевых частях Новосибирского и Северо-Чукотского рифтов мощность коры уменьшается до 10 км и рассматривается как субокеаническая. С запада на восток на шельфе Восточно-Сибирского, Чукотского и Бофорта морей выделяются следующие крупные континентальные блоки: Новосибирский, Гиперборейский, Де-Лонга, Чукотский и Арктическо-Аляскинский. Они разделены между собой линейными прогибами, которые, вероятно, наследуют структурные швы, прослеживающиеся в их основании.

Новосибирская микроплита занимает самое западное положение. В ее центре располагаются острова Новосибирского архипелага. На западе границей микроплиты служит Бельковский горст, а на востоке - Новосибирский рифт. Микроплита представляет собой высокое плато, сложенное карбонатными палеозойскими отложениями и терригенными породами триаса и юры. Вероятно, что этот комплекс перекрывает докембрийское кристаллическое основание. Судя по фациям девона и карбона, в среднем палеозое Новосибирский блок был краем пассивной окраины крупного материка. Южную окраину о-ва Большой Ляховский пересекает Южно-Анюйская сутура, которая трассируется по выходам серпентинитов и метаморфизованных мантийных пород [Кузьмичев и др., 2002; Kuzmichev & Bogdanov, 2003]. Характер и возраст дислокаций и магматических пород указывают на то, что этот блок испытал тектонические деформации в позднеюрское - неокомское время, в эпоху коллизии и закрытия Южно-Анюйского моря. По типу разреза палеозоя Новосибирский архипелаг сходен с Южным Таймыром.

На востоке Новосибирская микроплита ограничена Новосибирским рифтом [Roeser et al., 1995], который далее по простиранию сменяется трогом Вилькицкого, а затем - Северо-Чукотским прогибом. Они образуют узкую зону, ширина которой не превышает 50-70 км, прослеживающуюся в субширотном направлении. В осевой части трогов фундамент погружен на 8-12 км, а в Северо-Чукотском прогибе до 16 км. На севере Новосибирский трог разделяет Новосибирскую и Гиперборейскую плиты (рис. 6). Он выполнен верхнемеловыми и кайнозойскими осадками. Ширина трога в этом районе не более 50 км, а его протяженность достигает 600 км.

Гиперборейская плита была выделена Н.С. Шатским, который в начале 30-х годов прошлого столетия высказал предположение о наличии докембрийского кратона на востоке Арктики. В пределах плиты располагаются острова Де-Лонга, на которых обнажается глинисто-карбонатная толща среднего кембрия-среднего ордовика, общей мощностью около 1500 м. Эти отложения слабо дислоцированы и неметаморфизованы. В восточной части плиты на островах Генриетта и Жанетта распространены граувакки и вулканокластиты, возраст которых считается среднепалеозойским. Эти данные нуждаются в проверке, так как не коррелируются с изотопными датировками. Согласно последним возраст вулканических пород определяется как 444-440 млн. лет, т.е. позднеордовикский. Геофизические материалы позволяют предположить, что на востоке Гиперборейский массив разбит разломами, к которым приурочены магматические тела основного состава и платовулканиты. Они перекрыты нижнемеловыми песчаниками и гравелитами, а также вулканическими породами позднемелового и миоценового возраста. На островах Жохова и Вилькицкого встречаются платобазальты миоцена. По геофизическом данным Гиперборейская плита имеет континентальный тип земной коры мощностью 42-45 км и характеризуется слабыми положительными значениями в гравиметрическом и магнитном полях.

Восточной границей Гиперборейской плит служит прогиб Вилькицкого [Kos’ko et al., 1993], в осевой части которого мощность осадочного чехла достигает 7 км. В северной части прогиб протягивается узкой полосой вдоль разломов, ограничивающих Гиперборейскую плиту на востоке [Астафурова и др., 2002]. К югу прогиб расширяется и меняет простирание на широтное. Севернее и северо-восточнее от прогиба Вилькицкого расположен блок Альрус [35], или Южно-Менделеевское плато (см. рис. 5).

Южно-Менделеевское плато расположено в южной части хребта Менделеева. С шельфовой зоной его соединяет полого наклоненная на север подводная терраса. Основная часть плато опущена на 1200 м ниже уровня моря. Плато характеризуется слабыми положительными гравитационными и магнитными аномалиями. Мощность земной коры в его пределах достигает 33 км, и по сейсмическому разрезу она близка к континентальному типу. Верхняя часть плато перекрыта осадочным чехлом слабо литофицированных осадков, мощностью 2-3 км. На востоке плато ограничено крутыми уступами, которые прослеживаются вдоль листрических сбросов субмеридионального простирания. Глубоководный прогиб Толя, имеющий океаническую кору, отделяет Южно-Менделеевское плато от Чукотского свода и хребта Нордвинд. Поднятия разделены между собой. С юга от Восточно-Чукотской плиты их отделяет Северо-Чукотский прогиб. Чукотский свод и хребет Нордвинд, разделенные узким трогом Нордвинд, как и Южно-Менделеевское плато, представляют собой самые крупные выступы континентальной коры в пределы Канадской впадины [Grantz et al., 1998]. Надо отметить, что Чукотский свод, особенно его южная часть, по данным альтиметрии, резко выделяется в гравитационном поле, так как положительные аномалии в их пределах превышают 50 мГал. Можно предположить, что здесь расположена зона скучивания мантийных пород, которая образовалась перед фронтом перемещения блока континентальной коры хребет Нордвинд. Породы мантии на Чукотском своде перекрыты маломощным (менее 1 км) чехлом осадочных пород. На поднятии хребта Нордвинд осадочный чехол также маломощен (не более 2 км). Под ним, по данным А. Гранца [Косько и др., 2002], залегает карбонатно-терригенный разрез палеозоя-мезозоя от ордовика до юры включительно.

К югу от Новосибирско-Северо-Чукотской системы рифтов расположена Восточно-Чукотская микроплита. Южной границей этой микроплиты служит Южно-Анюйская сутура. На востоке границу плиты проводят вдоль поперечных надвигов, протягивающихся от мыса Лисборн (Аляска) до о-ва Геральда, или по дуге Геральда [Grantz et al., 1990]. Дуга разделяет Южно-Чукотскую впадину и прогиб Ханна. На суше весь Восточно-Чукотский блок и микроплита Брукса состоят из отдельных террейнов, протягивающихся от мыса Святой Нос (Верхоянье) до устья р. Маккензи (Канадская Арктика). А. Гранц выделяет их как Аляскинскую Арктическую плиту. В ее состав входят терригенно-карбонатные разрезы палеозоя и мезозоя (до средней юры включительно), перекрывающие метаморфические породы протерозоя. Основные деформации проявились здесь в позднеюрскую-раннемеловую эпоху. С ними связано завершение формирования элсмирского комплекса. В пределах Восточно-Чукотской микроплиты на шельфе в субширотном направлении устанавливаются сменяющие одно другое пологие поднятия и прогибы: поднятие Анжу, Восточно-Сибирская впадина, Медвежинское поднятие, на восточном окончании которого расположены о-ва Врангеля и Геральда и Благовещенская впадина. Мощность чехла в пределах поднятий 1-2 км. В центральных частях впадин она увеличивается до 4 км. В осевой части Южно-Чукотской впадины, расположенной восточнее о-ва Врангеля, мощность осадочного чехла превышает 5 км.

Дуга Геральда отделяет Южно-Чукотскую впадину от впадины Хоуп, которая находится у северного побережья Аляски. В центральной части впадины Хоуп, имеющей округлую форму, мощность осадочного чехла достигает 6 км. По направлению на восток осадки чехла слагают моноклиналь, осложненную листрическими разломами и прослеживающуюся вплоть до устья р. Маккензи. Далее на восток шельф Аляски сменяется шельфом Канадского Арктического архипелага и Гренландии.

КАНАДСКО-ГРЕНЛАНДСКАЯ КОНТИНЕНТАЛЬНАЯ ОКРАИНА

Окраина Северо-Американского континента напротив устья р. Маккензи меняет свое простирание с юго-восточного на северо-восточное почти на 70°. В месте смены ориентации береговой линии у дельты р. Маккензи расположена округлая впадина Бофорт-Маккензи. В центральной части впадины мощность осадочного чехла, сложенного верхнемеловыми и кайнозойскими отложениями, превышает 12 км [Dixon & Dictrich, 1990]. Мезозойские осадки перекрывают палеозойский разрез чехла северного склона докембрийского Канадского кратона. По направлению к Гренландии ширина континентальной террасы уменьшается от 100 до 50 км и в сторону океанской Канадской впадины сменяется крутым уступом континентального склона. Вдоль подножья склона непрерывной полосой от дельты р. Маккензи до шельфа моря Уэндла прослеживается крупная положительная линейная магнитная и гравитационная аномалия, обычно характерная для пассивных океанских окраин [Laxon & McAdoo, 1994]. Пологая моноклиналь узкого шельфа осложнена продольными листрическими разломами, наблюдаемыми в породах допозднемелового возраста. Разломы перекрываются осадками чехла Канадской впадины.

Северо-восточнее, вдоль береговой линии островов Канадского Арктического архипелага, узкая полоса шельфа имеет сходное строение. Мощность земной коры континентального типа пределах Северо-Американского кратона и каледонского пояса Франклин (север о-ва Елсмир) меняется от 40 до 28 км. Севернее на краю шельфа она уменьшается до 25-23 км [Darbyshire, 2003]. Значительна часть палеозойских структур Канадского Арктического архипелага перекрыта осадочными толщами и вулканитами верхнего мела, радиометрический возраст которых датируется от 90 до 83 млн. лет. Вдоль края шельфа прослеживаются сбросы и листрические разломы, амплитуда ступенчатого опускания отдельных блоков по которым в сторону океана достигает 1500 м. Основные дислокации здесь сформировались к позднему неокому - раннему апту [Майел, 1984; Sweeney et al., 1990]. По простиранию в зоне сближения Канадского архипелага и Гренландии, севернее Баффинова залива, располагается округлая впадина Линкольна. В ее осевой части мощность осадочного чехла достигает 6 км. Вдоль северного побережья Гренландии шельф снова приобретает узкую (до 50-80 км) линейную форму, осложненную продольными сбросами сдвигами [Drachev et al., 1999].

Особое место в строении прибрежной части Гренландии занимает полоса сочленения шельфа с плато Моррис Джезуп. Судя по данным гравиметрии и аэромагнитной съемки, плато, скорее всего, образовано вулканическим комплексом основного состава. Напротив плато Моррис Джезуп на шельфе и побережье распространены вулканиты группы Кейп-Вашингтон. Они представлены лавами и пирокластами, возраст которых определен как Маастрихт (64.3 млн. лет) - эоцен (41.2 млн. лет) [Estrada et al., 1999]. Рои даек диабазов, распространенных в обрамлении поля вулканитов, имеют возраст 103-92 млн. лет. Дайки, как и вулканиты Кейп-Вашингтон [Lyberis & Manby, 1999], подверглись деформациям позднемелового - раннетретичного возраста. Предполагается, что эоценовый возраст имеют вулканиты плато Моррис Джезуп. Они вместе с магматическими породами плато Ермак вплоть до середины эоцена, или 35 млн. лет тому назад составляли единое целое. Плато Моррис Джезуп отделено от шельфа региональным сдвигом, представляющим собой прямое продолжение Шпицбергенского трансформного разлома. Восточнее вулканического плато, на шельфе моря Уэндел, располагается одноименная линейна впадина. Мощность осадков в ее осевой части превышает 3 км. Дно впадины осложнено серией продольных линейных разломов и листрических сбросов. Надо отметить, что эта часть арктического шельфа сейсмически наиболее активна, на что указывают многочисленные эпицентры землетрясений, приуроченные к сдвигам. У пролива Фрама Арктический шельф сменяется структурами дна северной Атлантики.

ОБЩИЕ ВОПРОСЫ ЭВОЛЮЦИИ РЕГИОНА

В пределы современной Арктики, как видно из предложенного выше обзора тектонического строения региона, входят элементы, формирование которых происходило в разное геологическое время. Одни из них прошли этапы коллизии и складчатости задолго до того, как определился циркумарктический сегмент. Другие заложились одновременно с обособлением глубоководных океанских впадин Северного Ледовитого океана.

В байкальскую эпоху формирование ядра плиты Балтия практически полностью завершилось. С позднего ордовика и до раннего силура располагавшийся к западу от Балтии океан Япетус постепенно закрывался. Перемещаясь на северо-запад, Балтия сомкнулась с плитой Лаврентией, в которой были объединены Северо-Американский кратон и Гренландия. В пределах вновь возникшей суперплиты Лавразии, существовавшей вплоть до позднего карбона, сцементировался и прошел свой первый этап эволюции фундамент шельфа Баренции. Тогда же на ней заложились основные прогибы и поднятия. Контрастные тектонические движения проявились в среднем и позднем девоне. С ними связано обособление крупных рифтов и сводовых валов.

Следующая фаза развития шельфа Арктики обусловлена возникновением суперконтинента Пангеи, когда в ранней перми происходило объединение Балтии, Казахстана и Сибири и возникновение Евразии. В эту эпоху произошло присоединение Карской микроплиты с северо-востока к Сибирскому кратону. Палеоазиатский океан замкнулся к раннему триасу. В результате коллизии многочисленных террейнов в основании Западной Сибири сформировалась континентальная кора в Южно-Карской впадине. Следовательно, Арктический шельф Евразии от островов Шпицбергена до восточной границы моря Лаптевых к среднему триасу консолидировался в единый континентальный блок. В эту эпоху место Арктического океана занимал обширный мелководный бассейн с многочисленными островами, разделенными рифтами с широким проявлением траппового вулканизма. Глубоководная морская впадина, служившая продолжением Тихого океана в Арктике, известна в литературе как Южно-Анюйское [Зоненшайн и др., 1990], или Ангаючамское, море [Lawver et al., 2002]. Морской бассейн обладал корой океанского типа. В его пределах располагались островные дуги. Южно-Анюйское море существовало между Евразийской и Северо-Американской плитами вплоть до позднеюрского времени. В конце юры островные дуги отделили море от Тихого океана.

В раннем мелу ротационное перемещение Арктической Аляскинской плиты от Северной Америки к Чукотке привело к закрытию Южно-Анюйского моря и образованию Канадской глубоководной впадины. В результате перемещения плит с этого геологического времени возникает изолированный Арктический океан, в котором глубоководную часть занимает Амеразийский бассейн. В западной части Арктики, одновременно со спредингом в Канадском бассейне, на шельфе произошло образование крупного вулканического плато Франца-Иосифа. В последующую эпоху, охватывающую период геологического времени от апта до турона (120-90 млн. лет), происходило раскрытие впадины Макарова. Впадина была ограничена с запада и востока разнонаправленными сдвигами. Спрединг в осевой части впадины Макарова сопровождался образованием зоны коллизии и островодужным вулканизмом над зоной субдукции, располагавшейся на ее востоке вдоль границы с Канадской впадиной.

С этого времени уже существует шельф Арктического океана. Последнее изменение его границ произошло при отделении блока хребта Ломоносова от Баренцево-Карской докембрийской плиты. Разновозрастность формирования северной окраины Евразийского континента подчеркивается возрастом заложения глубоких трогов в ее пределах: в Баренцевом море они начали развиваться в раннем и среднем палеозое, в Карском и море Лаптевых - в триасе и юре, а к северу от Южно-Анюйской сутуры - в позднем мелу и кайнозое.

В конце мела (90-65 млн. лет) над этой зоной субдукции формируется вулканическое плато Альфа-Менделеева, которое перекрывает как районы распространения новообразованной океанской коры, так и террейны с корой континентального типа. Позднемеловой вулканизм широко проявился в пределах континентального шельфа Евразии, на Гиперборейской плите, в Канадском Арктическом архипелаге и на севере Гренландии, в районе Кейп-Вашингтон.

В палеоцене начинается спрединг на шельфе Евразии и отделение от него хребта Ломоносова. Медленный спрединг вдоль осевой части хребта Гаккеля приводит к раскрытию Евразийской впадины. Эоценовая вулканическая область, одновозрастная с начальным периодом спрединга, в результате разнонаправленного перемещения плит разделилась на две части: плато Ермак в Европе и плато Морриса Джезупа в Северной Америке.

В конце миоцена на рубеже 5 млн. лет тому назад произошло раскрытие проливов Фрама и Беринга, соединивших Арктический океан с Атлантическим и Тихим. Ось спрединга хребта Гаккеля через пролив Фрама соединилась со спрединговым центром хребта Книповича и всей системой Срединно-Атлантического хребта. В пределах Евразии хребет Гаккеля не находит своего прямого продолжения. Анализ тектонической истории Арктики свидетельствует, что четкой границы между Евразиатской и Северо-Американскими плитами не существует с раннемелового времени, т.е. со времени закрытия Южно-Анюйской впадины. Океанские бассейны Арктического и Тихого океана разделяются сложной мозаикой террейнов, расположенной между Сибирским и Северо-Американским кратонами [Богданов, 1998]. Эту область, охватывающую Аляску до хребта Ричардсона (на востоке) и Северо-Восток Азии, к востоку от Иньяли-Дербинского прогиба, можно рассматривать как диффузионную границу между литосферными плитами [Stein & Sella, 2002]. Тектоническое развитие Арктической области в меловое время протекало изолированно от Тихоокеанского и Атлантического сегментов Земли. В кайнозое Арктика уже представляла собой связующее звено между океанскими впадинами западного и восточного полушарий нашей планеты.

Автор выражает признательность организациям и ученым, оказавшим содействие в арктических исследованиях.

Работа выполнена в рамках участия в исследованиях по проекту INTAS № 2001-0762/FS и проекту РФФИ № 02-05-6435.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Астафурова Е.Г., Мащенков С.П., Глебовский В.Ю., Лихачев А.А. Сейсмоплотностная модель литосферы вдоль геотраверса "острова Де- Лонга - котловина Макарова" // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. С.-Пб.: ВНИИОкеангеология, 2002. Вып. 4. С. 25-31.

2. Баренцевская шельфовая плита. Ред. Грамберг И.С. Л.: Недра, 1988. 264 с.

3. Богданов Н.А. Проблема раздела Евразиатской и Северо-Американской литосферных плит в Восточной Арктике // Геотектоника. 1998. № 2. С. 4-16.

4. Богданов Н.А., Хаин В.Е., Шипилов Э.В. Раннемезозойская геодинамика Баренцево-Карского региона // Докл. АН. 1997. Т. 357. №4. С. 511-515.

5. Грамберг И.С., Додин Д.А., Лаверов Н.П., Погребицкий Ю.Е., Садиков М.А., Мусатов Е.Е., Поселов В.А., Супруненко О.И., Каминский В.Д., Крюков В.Д., Павленко В.И., Сорокин М.Ю., Ушаков В.И., Фролов И.Е. Арктика на пороге третьего тысячелетия. С.-Пб.: Наука, 2000. 245 с.

6. Грамберг И.С., Погребицкий Ю.Е. Геодинамическая система, глубинное строение и структурная эволюция Северного Ледовитого океана // Эволюция геологических процессов в истории Земли. М.: Наука, 1993. С. 146-158.

7. Грамберг И.С.. Школа И.В., Бро Е.Г., Шеходанов В.А., Артнишев А.В. Параметрические скважины на островах Баренцева и Карского морей // Сов. геология. 1985. № 1. С. 95-98.

8. Гуревич Н.И., Мащенков С.П., Бычкова О.Г., Абельская А.А. Новые сведения об эволюции Амеразийского суббассейна, Северный Ледовитый океан, по результатам предварительной идентификации магнитных аномалий // Российский геофизический журнал. 2003. № 31-32. С. 37-45.

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

10. Джексон Г.Р., Джонсон Г.Л. Строение и история развития Амеразийского бассейна // Докл. 2 МГК. Геология Арктики. Кол. 04. М.: Наука, 1984. Т. 4. С. 119-128.

11. Драчев С.С. О тектонике фундамента шельфа моря Лаптевых // Геотектоника. 2002. № 6. С. 60-76.

12. Заманский Ю.Я., Иванова Н.Н., Лангинен А.Е., Сорокин М.Ю. Сейсмические исследования в экспедиции "Арктика-2000" // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. С.-Пб.: ВНИИОкеангеология, 2002. Вып. 4. 260 с.

13. Зоненишайн Л.П.. Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. Кн. 2. М.: Недра, 1990. 334 с.

14. Карасик A.M. Основные особенности истории развития и структуры дна Арктического бассейна по аэромагнитным данным // Морская геология, седиментология, осадочная петрография и геология океана. Л.: Недра, 1980. С. 178-193.

15. Карасик A.M., Устрицкий В.И., Храмов А.Н. История формирования Северного Ледовитого океана // Докл. 27 МГК. Геология Арктики. Кол. 04. М Наука, 1984. Т. 4. С. 151-159.

16. Косько М.К., Заманский Ю.Я., Лангинен А.Е., Иванова Н.Н. Граница Канадской котловины Центрально-Арктической области поднятий в районе хребта Нордвинд (Амеразийский бассейн Северного Ледовитого океана) // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. С.-Пб.: ВНИИОкеангеология, 2001 Вып. 4. С. 114-131.

17. Кузьмичев А.Б., Богданов Н.А., Замжицкий О.В., Гоникберг В.Е. Результаты полевых работ на о-в Б. Ляховский (Новосибирские о-ва) и некоторые предварительные выводы о строении и истории формирования ляховского сектора Арктики // Полярные области Земли: геология, тектоника, ресурсное значение, природная среда. Рабочие материалы международной конференции. 2002. С. 78-79.

18. Майел А.Д. Осадконакопление и тектоника размытой границы плит с косым скольжением: Канадский Арктический архипелаг от 80 млн. лет тому назад до настоящего времени // Доклады 27 МГК Геология Арктики. Кол. 04. М.: Наука, 1984. Т. А С. 94-105.

19. Мащенков С.П., Астафурова Е.Т., Глебовский В.Ю., Зайончек А.В., Каминский В.Д., Межевов Ю.В., Паукку С.А., Поселов В.А., Устинов Н.В., Шипелькевич Ю.В. Модель глубинного строения земной коры по опорному геофизическому разрезу в Карском море // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона С.-Пб.: ВНИИОкеангеология, 2002. Вып. 4. С. 69-89.

20. Оловянников В.Г. Верхний докембрий Тимана и полуострова Канин. Екатеринбург: Наука, 1998 163 с.

21. Пискарев А.Л., Сорока И.В., Чернышев М.Ю. Строение земной коры Восточно-Баренцевского шельфа // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. С.-Пб.: ВНИИОкеангеология, 2002. Вып. 4. С. 55-69.

22. Поселов В.А., Грамберг И.С., Мурзин P.P., Буценко В.В., Каминский В.Д., Сорокин М.Ю., Погребицкий Ю.Е. Структура и границы континентальной и океанической литосферы Арктического бассейна // Российская Арктика. Геологическая история, минерагения, геоэкология. С.-Пб.: ВНИИОкеангеология, 2002. С. 121-133.

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

24. Сенин Б.В., Шипилов Э.В. Рифтовые системы и их роль в формировании геологической структуры Арктики // Геодинамика и нефтегазоносность Арктики. М.: Недра, 1993. С. 201-222.

25. Столбов Н.М. К вопросу о возрасте траппового магматизма архипелага Земли Франца-Иосифа по радиологическим данным // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. С.-Пб.: ВНИИОкеангеология, 2002. Вып. 4. С. 199-205.

26. Тектоническая карта Баренцева моря и северной части Европейской России. Масштаб 1 : 2500000 / Под ред. Богданова Н.А., Хаина В.Е. Объяснительная записка. М.: Институт литосферы окраинных и внутренних морей,1996. 94 с.

27. Тектоническая карта морей Карского и Лаптевых и Севера Сибири. Масштаб 1 : 2500000 / Под ред. Богданова Н.А., Хаина В.Е. Объяснительная записка. М.: Институт литосферы окраинных и внутренних морей, 1998. 127 с.

28. Цибуля Л.А., Левашкевич В.Г., Заливчий О.А., Школа И.В. Тепловой поток на акватории Карского моря и его островах // Геология и геофизика. 1994. Т. 35. №11. С. 93-98.

29. Шипилов Э.В., Тарасов Г.А. Региональная геология нефтегазоносных осадочных бассейнов Западно-Арктического шельфа России. Апатиты: КНЦ РАН, 1998. 306 с.

30. Шипилов Э.В., Шкарубо С.И., Богданов Н.А., Хаин В.Е. О тектоно-геодинамических взаимоотношениях областей молодого океанообразования с континентальными окраинами Арктики (Шпицбергенской и Лаптевоморской) // Комплексные исследования природы Шпицбергена. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 2003. Вып. 3. С. 41-58.

31. Clark D.L., Byers C.W. Cretaceous carbon rich sediment from the central Arctic Ocean // Geological Society of America Abstracts with Programs 16. 1984. P. 472.

32. Darbyshire F.A. Crustal structure the Canadian High Arctic region from teleseismic function analysis // Geophys. J. Int. 2003. 152. P. 372-391.

33. Dawes P.R. The North Greenland Continental Margin / Eds. Grantz et al. // The Arctic Ocean region Boulder. Colorado. Geological Society of America. The Geology of North America. 1990. VL. P. 211-226.

34. Dixon J., Dietrich J.R. Canadian Beaufort Sea and adjacent land areas / Eds. Grantz et al. // The Arctic Ocean region: Boulder, Colorado, Geological Society of America. 1990. Vol. L. P. 239-256.

35. Drachev S.S., Johnson G.L., Laxon S.W., McAdoo D.C. , Kassens H. Main Structural elements of Eastern Russian Arctic continental margin derived from satellite gravity and multichannel seismic reflection data / Eds. Kassens et al. // Land-Ocean systems in the Siberian Arctic: Dynamics and History. Berlin : Springer-Verlag, 1999. P. 667-782.

36. Estrada S., Höhndorf A., Heiyes-Kunst F. Gretaceous-Tertiary volcanism in North Greenland: the kap Washington group / Eds. F. Tessensohn, N.W. Roland // Polarforschung 69. 1999 (erschienen 2001). P. 17-23.

37. Gramberg I.S., Verba V.V., Verba M.L., Kos'ko M.K. Sedimentary Cover thickness map-sedimentary basins in the Artie / Eds. F. Tessensohn, N.W. Roland // Polarforschung 69, 1999 (erschienen 2001). P. 243-249.

38. Grantz A., Clarck D.L., Philllips R.L., Srivastava S.P. Phanerozoic stratigraphy of Northwind ridge, magnetic anomalies in the Canada basin, and the geometry and timing of in the Amerasia basin, Arctic Ocean // GSA Bull. 1998. Vol. 110. № 6. P. 187-210.

39. Grantz A., May S.D., Taylor P.T., Lawver L.A. Canada basin // The Geology of North America. The Arctic Ocean Region / Eds. A. Grantz, L. Johnson, J.F. Sweeney. Geol. Soc. Am., Boulder , Colo. , 1990. Vol. L. P. 257-288.

40. Grantz A., Pease V.L., Willard D.A., Phillips R.L., Clark D.L. Bedrock cores from 89º North: implications for the geologic framework and Neogene paleooceanography of Lomonosov Ridge and tie to the Barents shelf // Geol. Soc. Am. Bull. 2001. Vol. 113. № 10. P. 1272-1281.

41. Hunkins K.L. Seismic studies of the Arctic Ocean floor // Geol. Arctic. 1961. 1. P. 645-665.

42. Jackson H.R., Mudie P.J., Blanco S.M. Initial geological report on CESAR - The Canadian expedition to study the Alpha ridge, Arctic Ocean. Geol. Surv. Canada . 1985. 84-22. P. 177.

43. Jokat W. Seismic investigations along the western sector of the Alpha Ridge. Central Arctic Ocean. // Geophys. J. Int. 2003. 152. P. 185-201.

44. Jokat W., Uenzelmann-Neben G., Kristoffersen Y., Rasmussen Т., Schone T. Lomonosov Ridge - A double-sided continental margin // Geology. 1992. Vol. 20. P. 887-890.

45. Jokat W., Weigelt E., Kristoffersen Y., Rasmussen Т., Schone T. New insights into the evolution of the Lomonosov Ridge and the Eurasia basin // Geophys. J. Int. 1995. 122. P. 378-392.

46. Kovacs L.C., Brozena J.M., Roest W.R. Tectonic structures of the Canada Basin , Arctic Ocean revealed by recent aerogeophysical studies // II. Magnetic observations and interpretations, paper presented at the XXI General Assembly Int. Union of Geod. and Geophys., 1995.

47. Kos'ko M.K., Cecile V.P., Harrison J.C., Ganelin V.G., Khandoshko N.V., Lopatin B.G. Geology of Wrangel island between Chukchi and East Siberian Seas. Northeastern Russia // Canad. Geol. Surv. Bull. 1993. 461. 101 p.

48. Kristoffersen Y. Eurasia Basin, in the Geology of North America // The Arctic Ocean Region / Eds. A. Grantz, L. Johnson, J.F. Sweeney, Geol. Soc. Am. Colo.: Boulder, 1990. Vol. L. P. 365-378.

49. Kuzmichev A., Bogdanov N. Where does the South Anjou suture go to in the New Siberian islands and Laptev Sea ?: implication to the rotational hypothesis of the Amerasian basin opening // Geophys. Res. Ab. 2003. Vol. 5. EGS-AGU-EUG Joint Assembly. Abstract EAEO3-05165.

50. Kuzmichev A., Bogdanov N.A., Zamzhitsky O., Gonikberg V. The results of fieldwork in the Bol'shoy Lyakhov Island (New Siberian Islands) and some preliminary conclusions on the structure and evolution of the Lyakhov sector of the Arctic // Polar regions of the Earth - geology, tectonics, resource significance, natural environment. Working documents of international conference. 2002. P. 79-80.

51. Lane L.S. A new plate kinematic of Canada Basin evolution // 1992 Proceedings of the International Conference on Arctic Margins (ICAM) / Eds. D.K. Thurston, K.Fujita. US Dep. of the Inter. Miner. Manage. Secv. Alaska : Anchorage , 1994. P. 283-288.

52. Lane L.S. Canada Basin, Arctic Ocean: evidence against a rotational origin // Tectonics. 1997. Vol. 16. № 3. P. 363-387.

53. Lawver L.A., Grantz A., Gahagan L.M. Plate kinematic evolution of the present Arctic region since the Ordovician / Eds. Miller E.L. et al. Tectonic evolution of the Berong Shelf - Chukchi sea - Arctic Margin and Adjacent Landmasses. Boulder , Colorado , Geol. Soc. Am. Sp. Paper 360. 2002. P. 338-358.

54. Laxon S., McAdoo D. Arctic Ocean gravity field derived from ERS-1 satellite altimetry // Science. 1994. 265. P. 621-624.

55. Lyberis N., Manby G. The Eurekan Deformation of North and Eastern North Greenland / Eds. F. Tessenson, N.W. Roland // Polarforschung 69. 1999 (erchienen 2001). P. 95-106.

56. Mudie P.J., Blasco S.M. Lithostratigraphy of the CESAR cores // Geol. Survey Canada . 1985. Paper 84-22. P. 59-99.

57. Mühe R., Jokat W. Recovery of volcanic rocks from the Alpha Ridge, Arctic Ocean : Preliminary Results // EOS. Trans. Am. Geophys. Un. 80 San Francisco , F 1000, 1999.

58. Müller C, Jokat W. Seismic evidence for volcanic activity discovered in Central Arctic // EOS. 2000. Vol. 81. № 24. P. 265, 269.

59. Plafker G., Berg H.C. Overview of the geology and tectonic evolution of Alaska // The Geology of North America. Vol. G-l "The Geology of Alaska " / Eds. Plafker G., H.C. Berg. Geol. Soc. Am. Boulder. Colo. : 1994. P. 989-1021.

60. Roeser H.A., Block M., Hint K., Reichert С. Marine Geophysical Investigations in the Laptev Sea and the western part of the East Siberian sea / Eds. Kasssens H. et al. // Reports on Polar Research, Vol. 176. Germany . Bremerhaven : Alfred Wegener institute for Polar and Marine Research, 1995. P. 367-377.

61. Sokolov S.D., Bondarenko G., Morozov O.L., Shekhovtsov N.A., Glotov S.P., Ganelin A.V., Kravchenko-Berezhnoy I.R. South Anyui suture, northeast Arctic Russia: Facts and problems / Eds. Miller E.L. et al. // Tectonic evolution of the Bering shelf - Chukchi sea - Arctic margin and adjacent Landmasses. Boulder , Colorado . Geol. Soc. Am. Sp. Paper 360. 2002. P. 209-224.

62. Stein S., Sella F. Plate boundary zones: concept and Approaches // Plate Boundary zones, AGU Geodynamics. Ser. 30. Copyright 2002 by AGU. P. 1-26.

63. Sweeney J.F., Sobczak L.W., Forsyth D.A. The continental margin northwest of the Queen Elizabeth Islands . Eds. Grantz et al. // The Arctic Ocean region. The Geology of the North America . Boulder , Colorado , Geological Society of America . 1990. Vol. L. P. 227-238.

64. Taylor P.T. Nature of Canada Basin implications from satellite-derived magnetic anomaly data // Geol. Soc. Alaska Spec. Publ. 1983. P. 1-8.

65. Taylor P.T., Kovacs L.C., Vogt P.R., Johnson G.L. Detailed aeromagnetic investigation of the Arctic Basin // J. Geophys. Res. 1981. Vol. 86. P. 6323-6333.

66. Verhoef J.R., Roest M.W. and members of the Project team. Arctic and North Atlantic oceans and adjacent land areas magnetic anomalies. Geol. Surv. Can. Open file, 3282 4 sheets, 1 : 10 000 000 scale. 1996.

67. Weber J.R., Sweeney J.E. Ridges and basins in the central Arctic Ocean . The Arctic Ocean Region // The Geology of North America / Eds. A. Grantz. L. Johnson and J. Sweeney. 1990. Vol. L. P. 305-336.