За последние десятилетия, характеризующиеся большими достижениями, в области мировой океанографии видное место заняли исследования Северного Ледовитого океана. Исходным моментом этого этапа изучения Центральной Арктики следует считать открытие подводного хребта Ломоносова советскими океанографами.

ГЛАВНЕЙШИЕ МОРФОСТРУКТУРЫ

В 1964 г. Я.Я. Гаккель, В.Д. Дибнер, В.М. Литвин, В.Т. Мартынов и Н.Д. Шургаева составили геоморфологическую карту Северного Ледовитого океана (1:5 000 000), на которой впервые рельеф морского дна и суши изображен в единой системе условных обозначений. В сильно схематизированном виде эта карта изображена на рис. 1.

Соответственно различным путям развития структуры земной коры - континентальному и океаническому - в Арктическом бассейне нами выделены два типа рельефа. Граница между областями их распространения не совпадает не только с береговой линией, но во многих случаях и с материковым склоном; на шельф и в абиссаль (со стороны суши) продолжаются складчато-глыбовые горные сооружения, пенеплены, плато и т.п., а на суше (со стороны абиссали) - тектоно-вулканические сооружения островных дуг.

Очертания Арктического бассейна определяются материковыми склонами, гигантскими по протяжению, а часто и по амплитуде. Последние рассматриваются нами как наиболее крупные морфодизъюнктивы - региональные линейные уступы рельефа, приуроченные к глубинным и относительно молодым (неоген-четвертичным) разломам.

Одним из таких морфодизъюнктивов является Гренландско-Канадский, продолжением которого служит кулисообразный Норвежско-Шпицбергенский материковый склон. Последний обращен к Лофотенской котловине и поэтому имеет противоположную экспозицию. Норвежско-Шпицбергенский морфодизъюнктив параллелен разломам, ограничивающим девонский грабен-синклинорий Западного Шпицбергена, что позволяет предполагать столь же древнее заложение и Гренландско-Канадского морфодизъюнктива. Продолжение Гренландско-Канадского морфодизъюнктива вероятно и по другую сторону Арктического бассейна - в низовьях р. Макензи, где четко выражена зона глубинного разлома, по которому тектонически «стабильный» Западно-Канадский бассейн отделяется от «мобильной» области позднемезозойских структур Аляски и Кордильер. К этой зоне приурочен региональный левосторонний сдвиг послеверхнемелового возраста [Ieletzky, 1961].

Аляскинско-Чукотский морфодизъюнктив маркируется по материковому склону, ограничивающему с севера шельф Бофорта. Этот тектонический уступ, изгибаясь, уходит в сторону котловины Макарова, где фиксируется сбросовыми уступами, относящимися к системе хребта Менделеева.

Шпицбергенско-Североземельский морфодизъюнктив представлен материковым склоном, который в юго-западном направлении сменяется невысоким, но четким уступом, протягивающимся через шельф моря Лаптевых к северо-восточной оконечности дельты Лены. Еще дальше, уже на суше, намечается его смыкание с крупным разломом, маркирующим юго-западную периферию Колымского массива.

Шпицбергенско-Североземельский и Гренландско-Канадский морфодизъюнктивы как бы подсекают шельф, расположенный между устьями рек Лены и Макензи, и таким образом расчленяют Арктический шельф на три сектора: Баренцево-Карский, Лаптево-Аляскинский и Гренландско-Канадский.

Особое значение имеют морфодизъюнктивы, предопределившие морфоструктуру хребта Ломоносова, который разделяет абиссаль Северного Ледовитого океана на две провинции, резко различные по строению земной коры, геоструктуре и неотектонике. Это Тихоокеанско-Арктическая и Атлантическо-Арктическая морфоструктурные провинции.

Тихоокеанско-Арктическая провинция

Область развития подводных складчато-глыбовых сооружений - кряжей и плоскогорий, которым свойственна кора мощностью 15-18 км, близкая к первому континентальному типу. Здесь и ниже типы коры приводятся по данным Н. Остенсо, Р.М. Деменицкой и др. [Деменицкая и др., 1964; Дибнер и др., 1965; Ostenso, 1962] в соответствии с классификацией Г.З. Гурария и И.А. Соловьевой [1963]. Эти сооружения разделены субокеаническими котловинами, образовавшимися на коре мощностью 10-20 км и более (типы «коры внутренних и окраинных морей»).

Хребты и плоскогорья

Хребет Ломоносова. Складчато-глыбовое линейно вытянутое сооружение, которое характеризуется крутыми склонами, расчлененными подводными каньонами и выровненной вершинной поверхностью с минимальными глубинами дна менее 1000 м [Гаккель, 1961]. По совокупности аэромагнитных и сейсмических данных [Crary & Goldstein, 1957; Cromie, 1964; Hunkins, 1964; Ostenso, 1962], интерпретированных с учетом состава грубообломочных пород, морфологии дна и геологического строения окружающей суши, можно сделать предположение, что хребет Ломоносова представляет собой каледонское складчатое образование, местами сходное с молодой (эпикаледонской) платформой. Прерывистый чехол отложений (мощностью до 300-400 м) на вершине и склонах хребта в своей верхней части представлен неконсолидированными осадками, а в нижней - мезозойскими (?) породами (косослоистые песчаники, глинистые сланцы и др.), - со станции «Северный полюс-7», к которым приурочены пластовые интрузии долеритов или покровы базальтов. В складчатом фундаменте хребта (судя по составу обломков коренных пород) со станции «Северный полюс-3» участвуют кристаллические известняки, кварциты, двуслюдяные и ортогнейсы, аналогичные архейско-протерозойским и рифейским метаморфическим породам Земли Гранта (Канадский архипелаг).

Плоскогорье Север. Американские исследователи именуют его хребтом Альфа, зачастую распространяя это название на всю подводную горную систему, отделенную от хребта Ломоносова котловинами Макарова и Толля. Это сложный веерообразный комплекс крупных подводных возвышенностей [Hope, 1959; Hunkins, 1964; Ostenso, 1962], характеризующихся минимальными глубинами дна до 1500 м. Плоскогорье располагается на продолжении каледонского складчатого пояса Корнуоллиса и тектонически представляет собой единое целое с приканадской частью хребта Ломоносова.

Плоскогорье Альфа. Здесь понимается только в границах акватории, исследованной американскими учеными [Hunkins, 1964 и др.]. Это менее крупное сооружение, чем плоскогорье Север, географически и морфоструктурно тяготеющее как к плоскогорью Север, так и к хребту Ломоносова. По совокупности сейсмических и геолого-петрографических данных, собранных во время дрейфа станции «Альфа» [Hunkins, 1964; Schwarzacher & Hunkins, 1964], здесь так же, как на хребте Ломоносова, выделяется складчатый фундамент (мраморы и амфиболиты, аналогичные рифейско-кембрийским на острове А. Хейберга), чехол осадочных пород (песчаники, подобные пермокарбоновым, - из отложений бассейна Свердрупа) мощностью до 2,8 км и позднейшие донные осадки мощностью от 290 до 480 м.

Хребет Менделеева [Гаккель, 1961а]. Этот хребет является пока еще недостаточно изученной линейно-изометрической структурой, простирающейся от Северо-Аляскинского материкового склона в сторону хребта Ломоносова, от которого она отделяется желобом.

Хребты Ломоносова и Менделеева, как и плоскогорье Север, сброшены на абиссальные глубины по зонам Гренландско-Канадского и Новосибирского морфодизъюнктивов.

Чукотский аваншельф. Это выдвинутый в океан выступ Чукотского шельфа, отделенный от него сбросами. Он характеризуется глубинами от 250 до 450 м и радиальным расчленением. Этот относительно мелководный участок дна рассматривается здесь для того, чтобы дать полную картину строения дна абиссали, с которой он связан в морфоструктурном отношении. По совокупности аэромагнитных, геоморфологических и геолого-петрографических данных [Белов и Лапина, 1961; Cromie, 1964; Ostenso, 1962] Чукотский аваншельф представляет собой остаточную глыбу Гиперборейской платформы с частично обнаженным кристаллическим (сильно магнитным) фундаментом (биотитовые гнейсы, метаграносиениты, диабазы); прерывистый и, по-видимому, маломощный платформенный чехол здесь представлен органогенными известняками, доломитами (нижний - средний палеозой?), песчаниками пермо-карбонового облика (см. выше) и аркозовыми местами, битуминозными песчаниками с включениями лигнита (неоген?).

Хребет Бофорта. Это подводная возвышенность (с глубинами менее 1000 м), выдвинутая в океан на запад-юго-запад от о. Принца Патрика и располагающаяся на затухании северной ветви Иннуитской (раннегерцинской) складчатой системы, которая тянется от Земли Гранта вдоль Северо-Канадского бордерленда.

Субокеанические котловины

Эти котловины представляют собой погрузившиеся на различную глубину огромные блоки земной коры, первоначально имевшие платформенное строение и, видимо, сохранившие по настоящее время мощный осадочный чехол.

Котловина Канадская-Бофорта. Эта котловина имеет наибольшие размеры (глубина до 3800 м и более). Она полуотчленена хребтом Бофорта от котловины Макензи, пологонаклонное дно которой (глубины от 1500-2000 до 3000-3200 м), по-видимому, частично устлано выносами мутьевых потоков. Судя по гравиметрическим и палеогеографическим данным [Martin, 1964; Ostenso, 1962], эти котловины образовались геологически недавно на месте глубоко погрузившейся большей части Гиперборейской платформы, но имеют очень мощный (десятки километров) осадочный чехол, который здесь формировался начиная с нижнего девона за счет сноса материала с севера Аляски, Канады и ныне с подводных каледонских сооружений Центральной Арктики.

Котловины Макарова и Толля. Котловина Толля выделяется как южная, несколько обособленная часть котловины Макарова; последнее название теперь оставляется только за северной частью этой двойной котловины. Они характеризуются глубинами до 3900 и 2800 м. По сейсмическим и аэромагнитным данным, дно этих котловин слагается толщей неконсолидированных осадков (мощностью до 1,5 км), которые, судя по сложной картине интенсивного положительного магнитного поля, залегают непосредственно на кристаллическом фундаменте.

Складчатые сооружения Тихоокеанско-Арктической провинции (Ломоносова, Север, Альфа и Менделеева) образуют огромную систему Канадско-Сибирских каледонид. Их отдельные ветви виргируют в соответствии с очертаниями древней Гиперборейской платформы, а также, по-видимому, дорифейских жестких массивов, залегавших на месте котловин Макарова и Толля. Эти трансарктические складчатые структуры являются, как мы полагаем, соединительными звеньями между каледонидами пояса Корнуоллиса и нижне-среднепалеозойскими структурными ярусами мезозоид Новосибирско-Чукотской зоны, хребта Брукса, Северо-Западной Канады и сопредельных районов Аляски [Baadsgaard et al., 1964; Crary & Goldstein, 1957].

Атлантическо-Арктическая провинция

Эта провинция подразделяется на два однотипных по строению дна океанических бассейна: Скандик и Нансена - Амундсена. Их главным и общим структурным элементом служит Срединный хребет Северного Ледовитого океана, являющийся непосредственным продолжением к северу рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта и маркирующийся в целом как геоморфологически выраженная зона развития подводного вулканизма, рифтовых трещин, эпицентров короткофокусных землетрясений, узколинейных магнитных аномалий и др. [Атласов и др., 1964; Гаккель, 1960; Деменицкая и др., 1962; 1964; Heezen & Ewing, 1964].

Рассматриваемая северная часть Атлантическо-Арктической провинции - бассейн Нансена - Амундсена - относится к Арктическому бассейну. Естественным рубежом между котловинами Нансена и Амундсена служит продолжающаяся сюда рифтовая зона срединно-океанического хребта - вулканорий Арктический, образующий наиболее северное звено Срединного хребта Северного Ледовитого океана. В осевой зоне вулканория Арктического и вдоль его склонов выявлены очень глубокие (относительная глубина до 2000-3000 м) и узкие впадины, являющиеся, вероятно, рифтовыми трещинами. К ним, в частности, относится ущелье глубиной до 5000 м - у подножия высокой подводной сопки с глубиной над ней всего 728 м [Тарасов, 1961].

По данным А.М. Карасика, вулканорий Арктический выделяется в магнитном поле относительно интенсивной линейной, или кулисообразной, аномальной зоной (до +700 γ), предположительно указывающей на присутствие ультрабазитов [Деменицкая и др., 1964], вероятно обнажающихся в рифтовых трещинах. Возможно, что эти породы отвечают самому нижнему слою земной коры (мощностью 10 км) в Центральной Исландии, характеризующемуся скоростями продольных сейсмических волн 7,4 км/сек. Последние еще меньше скоростей, фиксируемых в верхней мантии, но уже превосходят скорости, типичные для базальтов (6,5±0,5 км/сек), и скорее всего относятся к самому нижнему - «эклогитовому» слою земной коры [Белоусов, 1965].

Расположение вулканория Арктического по отношению к Баренцево-Карскому шельфу, а также к зоне больших глубин под северным склоном вулканория (зачатки океанического рва?) позволяет рассматривать его как морфоструктуру, переходную к островным дугам, а впадину Нансена - как аналогичную глубоководным котловинам окраинных морей Дальнего Востока, отшнурованных от остального океана островными дугами. К этому следует добавить, что как сейсмически активная зона вулканорий Арктический продолжается в зоне эпицентров все более глубокофокусных землетрясений, связанных с неотектонически мобильными структурами Яно-Колымской складчатой зоны мезозоид и, в частности, с глубинными «Колымо-Алеутскими» разломами [Ващилов, 1963], которые пересекают Камчатку и предопределяют заложение Алеутской дуги. Последняя, в свою очередь, связана также с разломами, тяготеющими к восточному побережью Тихого океана, и с системой его срединно-океанических хребтов [Heezen & Ewing, 1964].

Таким образом, вулканорий Арктический может рассматриваться как часть панпланетарной системы срединно-океанических хребтов, точнее - их рифтовых зон. На юге он своеобразно сочленяется с хребтом Книповича, накладываясь на выступающий к северо-западу от Шпицбергена аваншельф Ермака. Это еще один район, где угадывается двухъярусное строение рассматриваемых срединно-океанических образований: вулканическая надстройка на обычно глубоко погруженном каледонском складчатом основании.

Котловины Нансена и Амундсена характеризуются средними глубинами 3600-3800 (на западе до 4000) и 4000-4500 м соответственно. Абиссальные равнины этих котловин нарушаются группами вулканических (?) гор, которые выявлены на юго-западе котловины Амундсена, где они тяготеют к вулканорию Арктическому [Dietz & Shumway, 1964].

Важной особенностью рельефа котловины Нансена является уступ, обращенный на запад и совпадающий с изобатой 4000 м. Он располагается на северном продолжении Британского канала Земли Франца-Иосифа. Магнитное поле над котловинами Нансена и Амундсена выражено в виде системы узколинейных аномалий (до +300 γ), субпараллельных вулканорию Арктическому и материковому склону [Деменицкая и др., 1964; Левин и др., 1963], и вместе с последними «срезает» значительно более сложную структуру аномальных зон Баренцево-Карского шельфа, отражающую соответственно большую сложность его геологического строения.

Согласно сейсмическим исследованиям Ю.Г. Киселева [Деменицкая и др., 1964], котловине Амундсена свойственны максимальные мощности осадков. Их неконсолидированная часть (скорости поперечных сейсмических волн 1,8-2,3 км/сек) имеет мощность до 500 м, а консолидированная - «второй слой» (скорости 4,1-5,1 км/сек) - до 1500 м.

Расположенный на границе между бассейнами Нансена - Амундсена и Норвежско-Гренландским субмеридиональный желоб Лены (глубины до 3500 м и более) относится к океаническим, или рифтовым, желобам, которые представляют собой зоны растяжения земной коры, сопровождающегося сбросовыми обрушениями, крупными сдвиговыми дислокациями и короткофокусными землетрясениями.

Некоторые особенности географического распределения желобов на дне Северного Ледовитого океана позволяют предполагать, что они возникли в процессе неотектонической активизации, сказывающейся в обрушении «вулканизированных» древних складчатых систем, составляющих ныне местами цоколь срединно-океанических хребтов.

Желоба приурочены к наиболее «океанизированной» - Атлантическо-Арктической провинции Северного Ледовитого океана, где, кроме желоба Лены, известны желоба Гренландско-Исландский и Фареро-Шетландский. К этому же типу рифтовых морфоструктур, напоминающих по своему происхождению грабены байкальского типа, относится Центральный грабен Исландии. Именно этим желобам, а не более скромным по размерам «рифтовым долинам» срединно-океанических хребтов, как считают Хейзен и Юинг [Heezen & Ewing, 1964], Муратов [1964] и др., аналогичны гигантские грабены Восточной Африки.

ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ПОВЕРХНОСТНОГО СЛОЯ ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

Изучение донных осадков в абиссали Северного Ледовитого океана, где морской режим существовал непрерывно с момента образования бассейна, имеет большое значение для суждения о последних этапах его геологической истории. В Арктическом бассейне изучением пока была охвачена лишь самая верхняя часть отложений (до 3-4 м), которая по возрасту относится к голоцену и плейстоцену - до верхов его среднего отдела.

Исследованные осадки отображают специфические условия современного осадконакопления в Арктическом бассейне, к которым относятся :

а)         суровость климата и наличие мерзлоты в областях питания, предопределяющие преобладание механической денудации над химической, кратковременность денудации и переноса осадочного материала в бассейн седиментации;

б)        значительная расчлененность рельефа дна и различная крутизна материкового склона;

в)        своеобразные океанографические черты бассейна, выраженные в сложной стратификации водных масс (холодные поверхностные и придонные воды и разделяющий их слой теплых атлантических, а на востоке - и тихоокеанских вод);

г)         холодноводность и ледовитость океана, с чем связан вынос за пределы бассейна основной массы растворенных веществ, поступающих с материка, а также замедленность химических и биохимических процессов как в водной толще, так и на дне океана - в осадках.

Под влиянием перечисленных особенностей в абиссали Северного Ледовитого океана формируются терригенные осадки, характерные для зоны арктического климата. Арктический бассейн в отличие от окружающей его материковой отмели испытывает меньшее влияние суши, и главным фактором, регулирующим распределение донных осадков, становится гидродинамический режим, особенности которого в значительной степени зависят от рельефа дна океана. В связи с этим глубоководные осадки отображают как бы «усредненные» физико-географические условия бассейна.

В соответствии с общей классификацией [Рухин, 1961] в Арктическом бассейне выделяются глубоководные и весьма глубоководные (абиссальные) макрофации (рис. 2). Под глубоководными макрофациями понимаются области морского дна с глубинами от 500 до 2500-3000 м, которые характеризуются слабой подвижностью воды; здесь только на отдельных участках заметны придонные течения и суспензионные потоки, с которыми осадочный материал может перемещаться. Весьма глубоководные макрофации занимают океанические котловины, где они оконтуриваются изобатами 2500-3000 м. В эту область дна океана осадочный материал попадает в меньшем количестве и, оседая в спокойной воде, характеризуется высокой степенью сортировки.

ГЛУБОКОВОДНЫЕ ОСАДКИ

Глубоководные осадки отлагаются на материковом склоне, на поверхностях и склонах хребтов Ломоносова и Менделеева, плоскогорий Север и Альфа, а также на отдельных участках вулканория Арктического.

В пределах рассматриваемых провинций Атлантическо-Арктической и Тихоокеанско-Арктической глубоководные осадки представлены алевритово-глинистыми и глинисто-алевритовыми осадками (глинистый ил и ил) с различной степенью сортировки. Количество алевритовой и пелитовой фракций составляет 90-95% осадка. Содержание каждой из фракций колеблется от 30 до 60%. Песчаная фракция в глубоководных осадках содержится в количестве 5%, увеличиваясь до 10%, а местами и до 20% в пробах, взятых с поверхности хребта Ломоносова и отдельных участков подножий хребтов и материковых склонов. Грубообломочный материал распределен в осадках неравномерно, но преимущественно, встречается на вершинах и склонах хребтов и особенно у их подножий. Этот материал является не только результатом ледово-морского и айсбергового разноса, но в какой-то мере представляет собой элювий и делювий коренных пород, слагающих подводные хребты и возвышенности.

Для алевритово-глинистых и глинисто-алевритовых осадков обеих провинций характерен гидрослюдисто-полевошпатово-кварцевый состав терригенной части осадков. Различие в минеральном составе наблюдается лишь по соотношению акцессорных минералов.

В глубоководных осадках хемогенный и органогенный материал имеет подчиненное значение и находится в виде примеси. Содержание железа в этих осадках не превышает 5%, а марганца - 0,2%. Количество карбонатов обычно составляет 8-10%, причем это частично обломки карбонатных пород, а частично - известковые раковины и обломки раковин микрофауны. Хемогенные карбонаты, если и присутствуют, то в весьма незначительном количестве.

В районах влияния теплых вод атлантического и тихоокеанского течений значение хемогенной и органогенной составляющей несколько возрастает и осадки местами обогащаются железом, марганцем и карбонатами.

По классификации Н.М. Страхова (1960 г.), при содержании 5-10% железа осадки относятся к слабожелезистым, при содержании 0,2-5% марганца - к слабомарганцовистым и при содержании 10-30% карбоната кальция - к слабоизвестковистым.

Как видно из рис. 2, наибольшим распространением пользуются слабомарганцовистые алевритово-глинистые осадки (илы и глинистые илы), которые развиты преимущественно на материковом склоне, а также на подводных хребтах Гаккеля и Ломоносова.

Слабоизвестковисто-марганцовистые осадки распространены на плоскогорье Север, Альфа, на подводном хребте Менделеева и на части материкового склона Канадской Арктики. Происхождение СаСО₃ в них различно. На плоскогорьях и хребте - биогенного происхождения (раковинки фораминифер), а на материковом склоне - обломочного происхождения. Поэтому осадки плоскогорий и хребта Менделеева могут быть отнесены к слабоизвестковисто-глобигериновым.

Слабоизвестковистые осадки с содержанием СаСО₃ до 25-30% залегают на материковых склонах Гренландии и Канадской Арктики, а также на баренцевоморском склоне, обращенном к Лофотенской котловине. Но генетически они различны. Например, слабоизвестковистые осадки материковых склонов Гренландии и Канадской Арктики формируются за счет обломков карбонатных пород, а таковые баренцевоморского склона - за счет раковин и обломков раковин фораминифер.

Слабожелезистые алевритово-глинистые осадки имеют локальное распространение в районе островного склона Земли Франца-Иосифа.

Слабожелезисто-марганцовистые осадки также имеют сравнительно неширокое развитие и прослеживаются на материковом склоне Восточно-Сибирского, Карского моря и островного склона Земли Франца-Иосифа.

ВЕСЬМА ГЛУБОКОВОДНЫЕ ОСАДКИ

Весьма глубоководные осадки развиты в глубоководных котловинах и представлены преимущественно терригенными глинистыми осадками (глинистый ил) с высокой степенью сортировки и незначительным количеством грубообломочного материала.

Количество пелитовой фракции в этих осадках составляет 70-80%, иногда увеличиваясь до 90-95%, содержание алевритовой фракции не превышает 25-30%, а песчаной - 3-5%.

Роль хемогенного фактора в осадках увеличивается.

Как видно из рис. 2, основным типом осадков являются слабомарганцовистые глинистые осадки с содержанием марганца 0,2-0,5%. На отдельных участках содержание марганца в осадках увеличивается до 1,0%. Аналогичные осадки развиты в котловинах Нансена, Амундсена, Макарова, Толля, Макензи.

Слабожелезистые глинистые осадки с содержанием железа 5-10% обнаружены на ограниченной площади дна котловины Бофорта, лишь на отдельных участках дна котловины Амундсена и островного склона Земли Франца-Иосифа развиты слабожелезисто-марганцовисто-глинистые осадки.

Слабоизвестковистые осадки встречены в желобе Лены. Карбонаты в этих осадках имеют как обломочное (обломки карбонатных пород), так и биогенное (известковые раковины микрофауны) происхождение.

Таким образом, резкого различия в вещественном составе осадков двух тектонических провинций абиссали Арктического бассейна не наблюдается, хотя осадки каждой провинции имеют свои особенности.

Минеральный состав как глубоководных, так и весьма глубоководных осадков в абиссали бассейна отражает геологическое строение областей сноса; различие минерального состава осадков в той и другой тектонических провинциях связано в основном с литологией и петрографией пород окружающей суши в зависимости от дальности переноса осадочного материала. Вулканическое стекло, содержащееся в единичных пробах осадков Атлантическо-Арктической провинции, служит пока единственным признаком связи донных отложений этой провинции с современным подводным вулканизмом.

В Арктическом бассейне, где процессы химического изменения минералов замедлены, минеральные ассоциации, содержащиеся в осадках, формируются главным образом под влиянием выветривания минералов в процессе транспортировки материала, а затем и последующих изменений после отложения осадков. Соответственно этому в осадках данного бассейна выявляются ряды относительно устойчивых и менее устойчивых минералов. Минералы с удельным весом меньше 2,8 образуют следующий ряд (от более устойчивых к менее устойчивым); кварц, слюды, калиевый полевой шпат, кислые плагиоклазы, средние и основные плагиоклазы. На пути переноса материала полевые шпаты переходят в глинистые минералы, а слюды частично гидратируются. Поэтому глубоководные и весьма глубоководные осадки в Арктическом бассейне имеют главным образом слюдисто-кварцево-глинистый (гидрослюды) состав.

Минералы с удельным весом более 2,8 располагаются в следующем порядке (от более к менее устойчивым); турмалин, ставролит, сфен, гранат, циркон, магнетит, ильменит, эпидот, амфиболы, пироксены. Первые пять минералов встречаются (в виде единичных зерен) не повсеместно, поэтому их роль в формировании минеральных ассоциаций не существенна. Остальные минералы, образующие основную часть тяжелой фракции осадков, распределяются на дне океана в следующем порядке: магнетит и ильменит, составляющие группу черных рудных минералов, концентрируются вблизи побережий. Эпидот, как устойчивый минерал, встречается более или менее равномерно по всему бассейну. Амфиболы, как среднеустойчивые минералы, имеют повышенное содержание в осадках котловин Амундсена и Макарова, т.е. наиболее удаленных от материковых областей сноса. Менее устойчивые пироксены располагаются вблизи областей сноса, например в осадках на материковом склоне к северу от Земли Франца-Иосифа.

НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ ПАЛЕОГЕОГРАФИИ

В истории развития геологической структуры Арктики можно выделить три этапа.

1. Архейско-раннепротерозойский этап - время формирования и существования панплатформы, распространявшейся на все циркумполярное пространство северного полушария.

2. Позднепротерозойско-палеозойско-мезозойский этап раздробления Арктической панплатформы - этап ее «авлакогенизации». В это время в отдельных линейных зонах закладывались геосинклинальные троги, которые затем превращались в пересекавшие панплатформу складчатые сооружения: байкалиды, каледониды, ранние и поздние герциниды и мезозоиды. При этом образовывались изолированные платформенные массивы, большая часть которых стала затем погружаться и превратилась в эпиконтинентальные бассейны долговременного осадконакопления: бассейны Свердрупа, Баренцево-Карский, Лаптево-Аляскинского шельфа и др.

На протяжении первых двух этапов геологического развития Арктики глубоководных котловин Северного Ледовитого океана еще не было, а существовали лишь обширные эпиконтинентальные (шельфовые) моря.

3. Позднемезозойско-кайнозойский этап - океанизационно-неотектонический, когда в отдельных эпиконтинентальных бассейнах началось прогибание и растяжение земной коры. Это привело (в некоторых районах уже в нижнем мелу) к массовому излиянию субокеанических эффузивов - платобазальтов. Особенно интенсивными такие излияния были в палеогене, а в Норвежско-Гренландском бассейне - и в миоцене. По месту своего формирования это были континентальные образования, и только их последующее обрушение на более значительные глубины (по зонам морфодизъюнктивов) привело к образованию океанических котловин Атлантическо-Арктической провинции.

Формированию абиссали Арктического бассейна предшествовало обновление трансарктических глыбовых движений, обусловивших современные очертания хребтов Ломоносова, Менделеева и других поднятий. По-видимому, эти движения привели к сильной субаэральной денудации платобазальтов хребта Ломоносова, что, следовательно, могло иметь место уже в неогене. Котловины Канадская, Бофорта и Макензи в палеогене и неогене продолжали оставаться (начиная с девона) областями эпиконтинентального осадконакопления, не осложнявшегося платобазальтовыми излияниями и более молодыми вулканическими процессами.

Обрушения, в результате которых в Тихоокеанско-Арктической провинции образовались абиссальные котловины одновременно по одним и тем же зонам морфодизъюнктивов, произошли и в бассейне Нансена - Амундсена. Так стал формироваться единый Арктический бассейн. Судя по срезанию материковыми склонами очень молодых складчатых образований и формаций в районе Канадского архипелага [Torsteinsson & Tozer, 1964], Шпицбергена, Северной Земли и др., Арктический бассейн возник где-то на границе плиоцена и антропогена. Существенно, что Е.Ф. Гурьянова на основании гидробиологических данных, ссылаясь вслед за Г.П. Горбуновым и А.П. Андрияшевым на малую степень эндемичности современной фауны, считает глубоководные котловины Арктического бассейна образованиями послетретичного времени [Гурьянова, 1957].

К еще более молодым (плейстоценово-голоценовым) сооружениям относится вулканорий Арктический. Существованием последнего обусловливаются весьма интенсивные вулкано-сейсмические проявления в Атлантическо-Арктической провинции (по сравнению с Тихоокеанско-Арктической) на новейшем этапе их существования, хронология которого отображена в толще донных осадков. Эти абиссальные - в основном терригенные - осадки имеют мощность от первых сотен до 1000-1500 м.

Изучение стратификации и вещественного состава верхнего слоя донных осадков мощностью до 3-4 м показало, что за время накопления этого слоя в котловинах Нансена, Амундсена и Макарова происходила неоднократная смена периодов потепления и похолодания климата, причем скорость накопления осадков в различные периоды была неодинаковой. В условиях более глубокого моря, когда в котловинах откладывался тонкодисперсный материал, скорость осадконакопления составляла 1,0-1,5 см за 1000 лет, а в периоды понижения уровня, когда накапливался более грубодисперсный осадок, скорость отложения возрастала до 2,5 см на дне котловин и до 5-6 см у подножия материковых склонов или подводных хребтов [Белов и Лапина, 1961].

Для расчета времени накопления толщи донных отложений в наиболее хорошо изученных глубоководных котловинах Нансена и Амундсена примем среднюю минимальную величину 2,0 см за 1000 лет. В этом случае для накопления залегающих там 500 м (неконсолидированных) осадков потребовалось бы 25 млн. лет, что по современной геохронологической шкале абсолютного возраста соответствует приблизительно границе палеогена и неогена. Однако следует предполагать, что большая часть толщи абиссальных осадков, по-видимому, отложилась в самых первых этапах их формирования, когда в образовавшиеся крутосклонные котловины с обрамляющих их осушившихся шельфов в огромных количествах выносился относительно грубообломочный материал. При этом скорость осадконакопления может повышаться до 50 см и более за 1000 лет. Мы воздерживаемся от расчета времени формирования донных отложений в котловине Макарова, где, по-видимому, большую роль играет очень неустойчивое по скорости накопление турбидитов.

Лишь на новейшем этапе существования глубоководных котловин (вероятно, уже в плейстоцене) в них установилось «нормальное» пелагическое осадконакопление тонкодисперсного и органогенного материала. Поэтому даже период в 25 млн. лет для начала абиссального режима в Центральной Арктике является скорее всего завышенным, на что указывают вышеприведенные геотектонические и гидробиологические данные.

ЛИТЕРАТУРА

1. Атласов И.П., Вакар В.А., Дибнер В.Д., Егиазаров Б.X., Зимкин А.В., Романович B.C. Новая тектоническая карта Арктики. Докл. АН СССР, 1964, т. 156, № 6. С. 1341-1342.

2. Белов Н.А., Лапина Н.Н. Донные отложения Арктического бассейна. Л., «Морской транспорт», 1961.

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

4. Белоусов В.В. Основные вопросы геотектоники. М., Госгеолтехиздат, 1962.

5. Белоусов В.В. О коре и верхней мантии материков. Советская геология, 1965, № 1.

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

7. Виноградова П.С. Некоторые результаты изучения материкового склона вдоль западной окраины Баренцева моря. Мат-лы сессии Уч. совета ПИНРО по рез. исслед. 1962/63 г. Мурманск. 1964.

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

9. Гаккель Я.Я. Признаки современной вулканической деятельности на хребте Ломоносова. Природа, 1958, № 4.

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

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

12. Гаккель Я.Я. Современные представления о хребте Ломоносова. Мат-лы по Арктике и Антарктике, вып. I. Л., Геогр. о-во СССР, 1961.

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

14. Гурарий Г.З., Соловьева И.А. Строение земной коры по геофизическим данным. Тр. Геол. ин-та АН СССР, вып. 98. М., 1963.

15. Гурьянова Е.Ф. К зоогеографии Арктического бассейна. Мат-лы набл. науч.-исслед. дрейф. станций «Северный полюс-3» и «Северный полюс-4» 1954/55 г., т. I. Л., «Морской транспорт», 1957.

16. Деменицкая Р.М., Карасик А.М., Киселев Ю.Г. Итоги изучения геологического строения земной коры в Центральной Арктике геофизическими методами. Проблемы Арктики и Антарктики, вып. 11, Л., «Морской транспорт», 1962.

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

18. Дибнер В.Д. Неогеновые отложения на северо-востоке Земли Франца-Иосифа. Докл. АН СССР, 1961, т. 138, № 5. С. 1163-1165.

19. Дибнер В.Д., Гаккель Я.Я., Литвин В.М., Мартынов В.Т., Шургаева Н.Л. Геоморфологическая карта Северного Ледовитого океана. Тр. Науч.-исслед. ин-та геол. Арктики, т. 143. М., «Недра», 1965.

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

21. Левин Д.В., Крюков С.М., Карасик А.М. Аэромагнитная съемка центрального сектора Советской Арктики. В сб.: «Аэромагнитная съемка в геологии». М., Госгеолтехиздат, 1963.

22. Линден Н.А. О карте сейсмичности Арктики. В сб.: «Сейсмические и гляциологические исследования в период МГГ», разд. IX и X, № 2, М., Изд-во АН СССР, 1959.

23. Литвин В.М. Основные результаты исследований ПИНРО по геоморфологии дна Норвежского моря. Научн.-техн. бюлл. ПИНРО, 1962, № 2-8.

24. Литвин В.М. Рельеф дна Норвежского моря. Тр. ПИНРО, вып. 16, 1964,

25. Муратов М.В. О тектоническом строении и положении Исландии. В сб. «Пробл. геол. на XXI сессии Междунар. геол. конгр.». М., Изд-во АН СССР, 1964.

26. Панов Д.Г. Морфология дна Мирового океана. М.-Л., Изд-во АН СССР, 1963.

27. Рухин Л.Б. Основы литологии. Л., Гостоптехиздат, 1961.

28. Сакс В.Н. Некоторые соображения о геологической истории Арктики. В сб.: «Проблемы Севера», вып. 1. М., Изд-во АН СССР, 1958.

29. Сакс В.Н. Геологическая история Северного Ледовитого океана на протяжении мезозойской эры. Докл. сов. геологов. Междунар. геол. конгр. XXII сессия, пробл. 12. М., Госгеолтехиздат, 1960.

30. Северное полушарие. Карта. Масштаб 1:25 000 000. М., Изд. ГУГК, 1964.

31. Тарасов Б.В. Новое в рельефе дна Северного Ледовитого океана. В сб.: «Проблемы Арктики и Антарктики, вып. 8. Л., «Морской транспорт», 1961.

32. Шейнман Ю.М. Платформы, складчатые пояса и развитие структур Земли. Тр. Всесоюз. науч-исслед. ин-та золота и редких металлов, вып. 49. Магадан, 1969.

33. Штилле Г. Избранные труды. М., Изд. иностр. лит., 1964.

34. Baadsgaard Н., Folinsbee R., Lipsоn I. Caledonian or Acadian Granites of the Northern Yukon Territory. Geol. of the Arctic, vol. 1. Univ. of Toronto Press, 1961. Репринт: Геология Арктики. M., «Мир», 1964.

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

36. Cromie W. Preliminary Results of Investigations of Arctic Drift Station Charlie. Geol. of the Arctic, vol. 1. Univ. of Toronto Press, 1961. Репринт: Геология Арктики. M., «Мир», 1964.

37. Dietz R., Shumway G. Arctic basin Geomorphology. Bull. Geol. Soc. Amer., 1961, vol. 72, № 9. Репринт: Геология Арктики. M., «Мир», 1964.

38 Heezen В.С., Ewing М. The Mid-Oceanic Ridge and its Extension through the Arctic basin. Geol. of the Arctic, vol. 1. Univ. of Toronto Press, 1961. Репринт: Геология Арктики. M., «Мир», 1964.

39. Hope E.R. Geotectonics of the Arctic Ocean and the great Arctic: magnetic anomaly. J.Geophys Res., vol. 64, 1959.

40. Hunkins K. Submarine Structure of the Arctic Ocean Floor. Geol. of the Artic, vol. 1. Univ. of Toronto Press, 1961. Репринт: Геология Арктики. M., «Мир», 1964.

41. Ieletzky I.-A. Eastern slopes Richardson Mountains; Cretaceous and Tertiary structural History and regional significance. Geol. of the Arctic, vol. 1. Univ. of Toronto Press, 1961.

42. Martin H. Tectonic Framework of Northern Canada. Geol. of the Arctic, vol. 1. Univ. of Toronto Press, 1961. Репринт: Геология Арктики. M., «Мир», 1964.

43. Ostenso N.A. Geophysical investigations of the Arctic Ocean basin. The Univ. of Wisconsin, Depart, of Geol. Res. Rep., June, 1962.

44. Schwarzacher W., Hunkins K. Dredged Gravels from the Central Arctic Ocean. Geol. of the Arctic, vol. 1. Univ. of Toronto Press, 1961. Репринт: Геология Арктики. M., «Мир», 1964.

45. Torsteinsson R., Tozer E. Summary Account of structural history of the Canadian Arctic Archipelago since Precambrian time. Geol. of the Arctic, vol. 1. Univ. of Toronto Press, 1961. Репринт: Геология Арктики. M., «Мир», 1664.