Котловина Амундсена (рис. 1а) была сформирована в кайнозое в результате спрединга океанского дна. Мощность накопленных за это время осадков составляет от первых метров близ осевой зоны хребта Гаккеля до 7- 8 км в прогибе на границе континент-океан в северной части моря Лаптевых. Цель настоящего исследования - выявление особенностей накопления осадков в центральной части котловины Амундсена, их корреляции с отложениями хребта Ломоносова и установление основных этапов эволюции региона.

В работе задействован сейсмический материал, включающий (рис. 1б) результаты точечных зондирований МОВ вдоль линий дрейфа наледных станций СП-21 и СП-24 [Поселов, 2002], а также профили МОВ ОГТ, полученные с борта НИС «Поларштерн» [Jokat et al., 1995; Jokat & Micksch, 2004; Jokat, 2005]. Магнитометрические данные использовали для датировки сейсмических горизонтов в котловине Амундсена. Возраст океанического фундамента определяли посредством идентификации линейных магнитных аномалий. Для повышения точности датировок сейсмогоризонтов анализировали исходные аэромагнитометрические материалы, полученные [Глебовский и др., 2008]: ВНИИОкеангеология (НИИГА) в период с 1965 по 1969 г ., Полярной морской геологоразведочной экспедицией в полосе геотраверса «ТА-92» в 1992 г . и американской Военно-морской исследовательской лабораторией (NRL) в 1998-1999 гг.

Важнейшим этапом нашего исследования стал прецизионный анализ результатов экспедиции по бурению в Арктике (ACEX), проведенной в приполюсной части хр. Ломоносова в 2004 г . [Moran et al., 2006]. В сводном разрезе скважин выделены четыре литостратиграфических комплекса (ЛСК) (U1, U3, U4 - терригенные; U2 - биокремнистый), охватывающие временной интервал от позднего мела до голоцена [Moran et al., 2006; Backman et al., 2008].

В результате анализа аномального магнитного поля котловины Амундсена, выполненного на основе общепринятой магнитохронологической шкалы [Cande & Kent, 1995], идентифицированы линейные магнитные аномалии и прослежены следующие магнитохроны (некоторые фрагментарно): 2Ay, 2Ao, 5y, 5Bo, 8y, 12o, 15y, 18o, 20y, 20o, 21y, 21o, 22y, 22o, 23y, 23o, 24y, 24o, 25y, 25o (рис. 1б).

Стратотип для котловины Амундсена описан ранее по данным профиля 91098 (рис. 1б) [Jokat et al., 1995]. Однако из-за отсутствия сейсмических профилей вблизи 91098 надежное расчленение имеющихся у нас разрезов на основе этого стратотипа оказалось невозможным. Поэтому авторами для интерпретации сейсмических разрезов в котловине Амундсена была разработана собственная индексация ССК (сейсмостратиграфический комплекс): снизу вверх от ССК1 до ССК6 (рис. 1в). Разделяющие их по подошве сейсмические горизонты (СГ) имеют соответственно индексы от СГ2 до СГ6. Такая индексация была создана на основе разреза по профилю СП-24 и использовалась исключительно для решения задач настоящего исследования.

ССК1 накапливался в период от начала спрединга в котловине Амундсена в позднем палеоцене, приблизительно 58 млн. лет назад (л.н.), до раннего эоцена (52-53 млн. л.н.). Комплекс развит в прогибе, приуроченном к границе континент-океан, а также, вероятно, в прогибах на хр. Ломоносова, о чем свидетельствуют сейсмические разрезы СП-24 и СП-21. В скважине ACEX одновозрастной ему является нижняя половина ССК LR-3 [Jokat et al., 1995], а также часть ЛСК (литостратиграфический комплекс) U3 от подошвы до уровня около 355 м ниже морского дна, представленная терригенными разностями [Backman et al., 2008] (рис. 2). Установлено, что в период накопления ССК1 в вершинной части хр. Ломоносова существовали морские мелководные условия [Moran et al., 2006]. Скорость осадконакопления в котловине Амундсена на этом этапе была максимальной и оценивается авторами равной приблизительно 291 м/млн. лет. Этот факт объясняется, прежде всего, незначительной шириной Евразийского бассейна, составлявшей на тот момент 60- 70 км . Осадки ССК1 в котловине, очевидно, представлены терригенными разностями, в основном гравититами.

Отложения, соответствующие ССК2, накоплены в период с 52-53 до 45-46 млн. л.н. ССК2 характеризуется чередованием интенсивных рефлекторов. Судя по возрасту верхней и нижней границ, он может быть скоррелирован на хр. Ломоносова с верхней половиной ССК LR-3, что соответствует верхней части ЛСК U3 и нижней - ЛСК U2 (интервал 285- 355 м ниже морского дна [Backman et al., 2008]). Верхняя граница ССК2 совпадает с сейсмическим горизонтом А, который имеет широкое региональное распространение [Langinen et al., 2009]. Осадки, накопленные в указанный временной интервал, представлены в скважине ACEX биокремнистыми разностями (ЛСК U2). В отложениях верхней части ЛСК U3 отсутствуют фрагменты кремнистых организмов, однако сложены они в значительной степени опалом-А и содержат также опал-C/T [O’Regan et al., 2010]. Таким образом, ССК2 имеет прежде всего ярко выраженную диагенетическую природу: ниже уровня 285 м ниже морского дна [Backman et al., 2008] на хр. Ломоносова отмечается резкое уменьшение пористости осадков, связываемое с химическим уплотнением при трансформации опала-А в опал-С/Т [O’Regan et al., 2010]. Основание этой зоны на уровне 355 м ниже морского дна [Backman et al., 2008] имеет возраст 52.92 млн. лет, рассчитанный авторами по данным работы [Backman et al., 2008]. Время формирования горизонта А на хребте определить сложнее. На основе стратиграфической модели, построенной главным образом по динофлагеллятам [Backman et al., 2008], его возраст равен 48 млн. лет, что не совпадает с полученной датировкой горизонта А в котловине Амундсена (45-46 млн. лет). Однако при использовании диатомей для датирования нижней границы продолжительного среднекайнозойского перерыва (ЛСК U1/6, рис. 2) возраст последней может быть установлен равным 36.7, а не 44.4 млн. лет [Backman et al., 2008]. Тогда возраст горизонта А на хребте составит 46.8 млн лет (рис. 2). Учитывая его диагенетическую природу, отмечаемое несовпадение возрастов на хребте и в котловине допустимо, так как интенсивность диагенеза в последней может быть выше за счет более высоких литостатического давления и температуры. В пользу диагенетического происхождении ССК2 косвенно свидетельствует факт значительных вариаций скоростей продольных волн, фиксируемых ниже горизонта А [Jokat, 2005]. Средняя скорость седиментогенеза при накоплении ССК2 в котловине Амундсена составила 100 м/млн. лет. По аналогии со скважиной ACEX предположено, что отложения ССК2 в котловине представлены биокремнистыми породами, в составе которых присутствует примесь терригенных частиц, доставленных с прилегающей суши.

ССК3 сформирован в среднем и, возможно, в начале позднего эоцена, что следует из временной неопределенности его верхней границы (35-38 млн. лет). С учетом изложенного выше допущения о возрасте кровли ЛСК U1/6, равном 36.7 млн. лет, одновозрастные ССК3 осадки в скважине ACEX соответствуют верхней части ЛCК U2 и U1/6 [Backman et al., 2008]. Скорость осадконакопления комплекса составила в среднем 56 м/млн. лет. Вполне вероятно, что в пределах котловины Амундсена продолжали накапливаться биокремнистые отложения с примесью терригенных частиц.

Отложения ССК4 накапливались с позднего эоцена по ранний олигоцен включительно (с 35-38 до 25-28 млн. лет). Одновозрастные отложения в скважине ACEX отсутствуют. На сейсмической записи это однообразная акустически прозрачная толща (в этой части котловины), средняя скорость осадконакопления составляла 38.5 м/млн. лет. В котловине в этот период, вероятнее всего, продолжался «биокремнистый» седиментогенез.

ССК5 представляет собой мощную акустически контрастную толщу, накопившуюся в период с 25-28 по 21-23 млн. л.н. Проведенные авторами расчеты показывают резкое увеличение интенсивности седиментогенеза в котловине Амундсена, достигшее приблизительно 111 м/млн. лет. Это период глобальной хаттской регрессии, сильнейшей за все кайнозойское время (рис. 2) [Vail et al., 1977]. Окружающие Северный Ледовитый океан континентальные окраины подверглись эрозии, осадконакопление сместилось в океанические котловины. На хр. Ломоносова одновозрастные отложения в скважине ACEX отсутствуют. По-видимому, именно в это время хребет оказался в субаэральных условиях [Backman et al., 2008]. ССК5, вероятнее всего, сложен терригенным материалом.

Начиная с 21-23 млн. л.н. в котловине накапливается ССК6 - плащеобразный слой неоген-четвертичных осадков. После продолжительного перерыва осадконакопление на хр. Ломоносова возобновилось с 18.2 млн. л.н. [Backman et al., 2008]. Около 17.5 млн. л.н. произошло полное открытие пролива Фрама [Jakobsson et al., 2007], что привело к трансгрессии и резкой смене режима седиментогенеза с неритового на современный океанический тип; его интенсивность уменьшилась приблизительно до 12.6 м/млн. лет как на хребте, так и в котловине Амундсена (рис. 2).

Среднекайнозойский перерыв в осадконакоплении на хр. Ломоносова может быть сокращен с 26.2 [Backman et al., 2008] до 18.5 млн. лет, принимая во внимание возможную оценку возраста кровли ЛСК U1/6 36.7 млн. лет. Это косвенно подтверждается рассчитанными нами скоростями осадконакопления, которые как на хребте, так и в котловине Амундсена уменьшались в течение всего кайнозоя, за исключением хаттского времени, когда в котловине они резко возросли (рис. 2). В стратиграфической модели [Backman et al., 2008] скорости осадконакопления на хребте перед перерывом, напротив, увеличились (с 14 до 23 м/млн. лет, рис. 2), что, по нашему мнению, маловероятно. Обсуждаемый перерыв на хр. Ломоносова может быть уменьшен и за счет смещения верхней его границы с 18.2 до 20.4 млн. л.н. (с середины до начала бурдигальского времени [Backman et al., 2008], рис. 2). Это время ближе к началу трансгрессии, которая, по нашим данным, фиксируется резким падением скоростей осадконакопления в котловине Амундсена начиная с 21-23 млн. л.н. (рис. 2). Таким образом, продолжительность перерыва может быть уменьшена до 16.3 млн. лет.

История осадконакопления на хр. Ломоносова хорошо коррелирует с историей раскрытия Евразийского бассейна (рис. 2, [Backman et al., 2008]). Первое значительное падение скоростей спрединга в бассейне произошло около 46 млн. л.н. Затем скорости вновь уменьшились приблизительно в два раза около 33.3 млн. л.н. Это общепризнанное время реорганизации движений Евразиатской, Северо-Американской и Гренландской плит [Vogt et al., 1979]. Перерыв осадконакопления на хр. Ломоносова (36.7-20.4 млн. л.н.) близок по времени к периоду минимальных скоростей раскрытия Евразийского бассейна (33.3-20.2 млн. л.н.). Медленное увеличение скоростей спрединга началось 20-23 млн. л.н. (рис. 2). Вслед за этим возобновилось осадконакопление на хребте.

Совпадение указанных геологических событий является закономерным. Установленное падение темпов раскрытия Евразийского бассейна, а также всей северной Атлантики [Глебовский и др., 2006] свидетельствует об ослаблении интенсивности аккреции коры на дивергентной границе в период времени с приблизительно с 46 по 20-23 млн. л.н. По-видимому, не скомпенсированное аккрецией новой коры закономерное проседание океанических котловин приводило к эвстатическому понижению уровня Мирового океана. Подобная взаимосвязь отмечалась ранее [Милановский, 1978]. С учетом возможной изолированности Северного Ледовитого океана от Мирового океана в течение этого времени [Jakobsson et al., 2007] можно предположить, что в совокупности эти процессы обеспечивали мелководные условия в разбуренной вершинной части хр. Ломоносова в указанный период. Последовавшее увеличение темпов спрединга в северной Атлантике и Евразийском бассейне ознаменовало усиление интенсивности аккреции океанической коры и начало эвстатического повышения уровня Северного Ледовитого океана. Вскоре после этого (около 17.5 млн. л.н.) произошло полное открытие пролива Фрама [Jakobsson et al., 2007], что привело к резкому повышению уровня Северного Ледовитого океана.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Глебовский В.Ю., Каминский В.Д., Минаков А.Н. и др. История формирования Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана по результатам геоисторического анализа аномального магнитного поля // Геотектоника. 2006. № 4. С. 21-42.

2. Глебовский В.Ю., Верба В.В., Каминский В.Д. Потенциальные поля Арктического бассейна: история изучения, аналоговые и современные цифровые обобщения // 60 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2008. С. 93-109.

3. Милановский Е.Е. Некоторые закономерности тектонического развития и вулканизма Земли в фанерозое (проблемы пульсаций и расширения Земли) // Геотектоника. 1978. № 6. С. 3-16.

4. Поселов В.А. Структура литосферы центральной части Арктического глубоководного бассейна по сейсмическим данным. Автореф. дис. д-ра геол.-минерал. наук. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2002. 47 с.

5. Backman J., Jakobsson M., Frank M., et al. Age model and core-seismic integration for the Cenozoic Arctic Coring Expedition sediments from the Lomonosov Ridge // Paleoceanography. 2008. V. 23. PA1S03.

6. Cande S.C., Kent D.V. Revised calibration of the geomagnetic polarity timescale for the Late Cretaceous and Cenozoic // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. №В4. Р. 6093-6095.

7. Jakobsson M., Backman J., Rudels B., et al. The early Miocene onset of a ventilated circulation regime in the Arctic Ocean // Nature. 2007. V. 447. P. 986-990.

8. Jokat W. The sedimentary structure of the Lomonosov Ridge between 88°N and 80°N // Geophys. J. Intern. 2005. V. 163. P. 698-726.

9. Jokat W., Micksch U. Sedimentary structure of the Nansen and Amundsen basins, Arctic Ocean // Geophys. Res. Lett. 2004. V. 31. L02603.

10. Jokat W., Weigelt E., Kristoffersen Y., et al. New insights into the evolution of the Lomonosov Ridge and the Eurasian Basin // Geophys. J. Intern. 1995. V. 122. P. 378-392.

11. Langinen A.E., Lebedeva-Ivanova N.N., Gee D.G. Zamansky Yu.Ya. Correlations between the Lomonosov Ridge, Marvin Spur and adjacent basins of the Arctic Ocean based on seismic data // Tectonophysics. 2009. V. 472. P. 309-322.

12. Moran K., Backman J., Brinkhuis H., et al. The Cenozoic palaeoenvironment of the Arctic Ocean // Nature. 2006. V. 441. № 7093. P. 601-606.

13. O’Regan M., Moran K., Baxter C.D.P., et al. Towards ground truthing exploration in the central Arctic Ocean: a Cenozoic compaction history from the Lomonosov Ridge // Basin Res. 2010. V. 22.

14. Vail R.P., Mitchum R.M., Thompson S. // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem. 1977. V. 26. P. 83-97.

15. Vogt P.R., Taylor P.T., Kovacs L.C., Johnson G.L. Detailed aeromagnetic investigation of the Arctic Basin // J. Geophys. Res. 1979. V. 84. P. 1071-1089.