Современная геологическая изученность Северного Ледовитого океана дает возможность охарактеризовать основные черты морфологии, тектонической структуры и кинематики формирования его переходных зон к окружающим материкам. Четкая пространственная и временная позиция этих зон в развивающейся геодинамической системе Северного Ледовитого океана позволяет ввести в их типизацию генетический фактор.

Морфология. Зона перехода от абиссали к шельфу характеризуется обычно двумя гранями рельефа: материковым склоном и материковым подножием. Для Северного Ледовитого океана, несмотря на весьма пологий наклон этих граней, линии их пересечения (ребра рельефа), как правило, отчетливы, но волнисто искривлены по простиранию, что связано с особенностями тектонических и седиментационных процессов. В этом отношении весьма показательна линия пересечения поверхности шельфа и материкового склона, так называемая бровка шельфа. Это основное ребро, маркирующее верхний край материковой плиты, зачастую бифуркирует, при этом более контрастный перегиб нередко погружается с глубины 150-200 до 500- 750 м . Сравнение поперечных профилей показывает, что на месте бровки в этих случаях развивается дополнительная грань, обладающая большим наклоном, чем край шельфа, но меньшей крутизной, нежели материковый склон. Конфигурация этого бровкового скоса или фасета (прямолинейный, серповидный выпуклый в сторону океана, серповидный выпуклый в сторону суши) подчеркивает морфоструктурные особенности склона, связанные с поперечными поднятиями и опусканиями материковой окраины.

По бровковым фасетам переходная зона Северного Ледовитого океана может быть разделена по простиранию на морфоструктурно обособленные звенья. На основе карты GEBCO по этому признаку выделяются 22 звена (рис. 1). По протяженности 75% выделенных звеньев, исключая два звена по 200 км (№1,5) и три звена от 500 до 600 км (№ 2, 11, 12), характеризуются устойчивыми размерами в пределах расстояния 300- 350 км . Ширина и крутизна материкового склона не зависят от протяженности звеньев и составляют в среднем около 60 км и 3-4° соответственно. Исключением являются мощные конуса выноса (звенья № 1, 3, 13), где ширина склона достигает 150- 200 км , а угол наклона не превышает 1,5°. В случаях мощных конусов выноса переходная зона лишена бровкового фасета.

По характеру рельефа и метрическим показателям морфоструктуры переходной зоны абиссаль-шельф резко отличаются от границ абиссаль-реликтовый материк, представителями которого являются батиальные ступени Воринг, Ермак, Морриса Джесупа, Чукотский купол и хребет Ломоносова. Для них не характерен бровковый фасет, ограничивающие склоны спрямлены, подножия редуцированы, крутизна склонов достигает 8-10°.

По общим морфологическим признакам переходная зона по краю Брито-Гренландских порогов аналогична границе абиссаль - реликтовый материк.

Площади отображенных на рис. 1 абиссальных котловин Северного Ледовитого океана в целом и выраженных в рельефе переходных зон (без зон по границе Брито-Гренландских порогов) оказываются почти равными (с расхождением в 3-5%). Аналогичное соотношение свойственно площадям океанического дна со спрединговой структурой (Норвежско-Гренландский и Евразийский бассейны) и прилегающим к ним переходным зонам, включая склон хребта Ломоносова. Соответственно равны площадь ложа глубоководного неспредингового Амеразийского бассейна и окружающих его переходных зон.

Таким образом, по морфологическим показателям переходной зоне материк-океан в геодинамической системе Северного Ледовитого океана свойственны: 1) при морфоструктурном единстве разделение на составные элементы, обусловленные закономерными ундуляциями краев материковых плит; 2) независимость строения ее поверхности и масштабов развития от генезиса и истории формирования океанических котловин.

Тектоническая структура. Рассматриваемой переходной зоне, по геофизическим данным, отвечает клиновидный блок земной коры шириной около 150 км , мощностью 28- 30 км на краю шельфа и около 10 км на контакте с океанической плитой, ограниченный поверхностями дна и М, генерализованные наклоны которых составляют соответственно 1,5° и 6°. Материковый склон (крутизна 3°) и отвечающая ему крутая грань поверхности М (до 10°) вписываются в среднюю часть этого идеализированного клина (рис. 2). Согласно региональным гравиметрическим исследованиям, клиновидный блок изостатически уравновешен. Сейсмическая активность наблюдается, как правило, на локальных участках переходной зоны, приуроченных к пересечениям продольных и поперечных разломов.

В строении клиновидного блока выделяются три структурных этажа: 1) нижний - складчатый фундамент; 2) промежуточный, представленный останцами платформенного чехла; 3) койлогенный, связанный с формированием окраинно-материковых бассейнов [Грамберг и др., 1981].

Поверхность складчатого фундамента объединяет в переходной зоне линейно дислоцированные осадочные толщи и выступы гранито-гнейсового слоя земной коры, принадлежащие поясам байкальской и каледонской складчатости, трассируемые сюда по геофизическим аномалиям с суши. Промежуточный этаж представлен преимущественно ранне-среднепалеозойскими карбонатными формациями эпикаледонских и эпибайкальских плит. Верхний, койлогенный этаж насчитывает два структурно-формационных комплекса: нижний, пермско-мезозойский доокеанический, представленный вулканогенно-терригенными образованиями, выполняющими прогибы и грабенообразные троги; верхний, кайнозойский синокеанический, представленный в переходной зоне преимущественно морскими терригенными осадками, выполняющими прогибы и грабены или формирующими покровы по поверхности переходной зоны.

Внутренняя структура коры в пределах клиновидного блока определяется продольными, относительно склона, вертикальными дислокациями. Их развитие связано с формированием койлогенного этажа, главным образом, его верхним комплексом, что наглядно иллюстрируется залеганием подошвы кайнозойских толщ. В систему дислокаций входят предконтинентальные прогибы, окраинно-шельфовые поднятия и сопрягающая их флексурно-разломная зона материкового склона (см. рис. 2). Из-за трудностей проведения в Северном Ледовитом океане непрерывного сейсмического профилирования методом отраженных волн в настоящее время невозможно систематизировать параметры этих структур и описать в плане соотношение кайнозойских дислокаций со структурами основания. По примеру Норвежско-Гренладского бассейна и Канадской котловины они могут не только срезать под острым углом прогибы, грабены и горсты мезозоя, но и наследовать их простирание.

В целом можно принять следующие краткие сведения по предконтинентальным прогибам, флексурно-разломным зонам и окраинно-шельфовым поднятиям.

Предконтинентальные прогибы (или краевые прогибы океанических плит) располагаются на месте материкового подножия, а их осевые зоны почти совпадают с безаномальными (ΔТа) краевыми зонами абиссальных плит; они прослеживаются вдоль подножия всех материковых блоков, исключая евразийский борт хребта Ломоносова в его приполюсной части, где вопреки расчетам глубины залегания магнитоактивного слоя [Карасик, 1980], сейсмические данные не подтверждают наличия краевого прогиба. Прогибам свойственны линейность и большая протяженность, превышающая протяженность сопряженных с ними звеньев материкового склона; в осевой зоне мощность осадков достигает 4- 5 км . Сейсмический разрез материкового крыла характеризуется многочисленными преломляющими горизонтами, позволяющими предполагать наличие формаций слабоскладчатого нижнего терригенного комплекса, промежуточного этажа и, возможно, складчатого фундамента [Grantz et al., 1975; Sundvor et al., 1978]; приокеаническое крыло, переходящее в пологий вал, сложено по сейсмическим данным I, II и III океаническими слоями.

Флексурно-разломная зона материкового склона при общности формирующего механизма по особенностям строения делится на те же звенья, что и по морфологии; в каждом звене насчитывается несколько собственных (не трассируемых через звенья) продольных конседиментационных верхнему комплексу осадков ступеней, ограниченных нормальными сбросами, падающими в сторону глубоководья и изогнутыми в плане подобно бровковому фасету. Зеркало ступеней в большинстве случаев прогнуто. По сейсмическим данным устанавливается большое число наклоненных к котловинам низкоскоростных преломляющих горизонтов в осадочном чехле и присутствие высокоскоростных горизонтов (V_p - 5,5-6,5 км/с), отвечающих «гранитному» слою. Как правило, по скоростным характеристикам выделяются все три структурных этажа, причем промежуточный этаж и нижний пермско-мезозойский комплекс верхнего этажа представлены фрагментарно, как останцы после размыва. Мощность верхнего кайнозойского комплекса осадков обычно не превышает 2,5 км и характеризуется мелкими оползневыми сбросами и связанными с ними локальными пликативными деформациями слоев [Sundvor et al., 1978; Sundvor & Nysaether, 1975].

Окраинно-шельфовые поднятия образуют по краю переходной зоны цепь из отдельных структур, соответствующих по протяженности морфоструктурным звеньям материкового склона. Они проявлены в виде погребенных узких линейных горстов и блоково-купольных островных поднятий. По сейсмическим данным погребенные горсты, обычно располагающиеся под нижним краем бровкового фасета, сложены складчатыми и метаморфическими формациями фундамента, которые с размывом перекрыты отложениями кайнозойского комплекса. В перекрывающих кайнозойских отложениях погребенные горсты проявляются в виде конседиментационно растущих валов. Блоково-купольные островные поднятия (архипелаги Шпицберген, Земля Франца Иосифа, Северная Земля), расположенные на краю шельфа за бровковым фасетом, сложены формациями всех трех этажей, исключая формации кайнозойского комплекса.

Продольные дислокации переходной зоны осложнены поперечными поднятиями и, опусканиями, которые и определяют ее деление на морфоструктурные звенья. Опускания между блоково-купольными островными поднятиями дополнены отчетливо выраженными в рельефе грабенообразными желобами (Св. Анны, Франц-Виктория, Воронина, пролив Мак-Клур, залив Амундсена). Желоба проникают в глубь шельфа, знаменуя собой новейший этап деструкции материковой окраины.

Среди нарушающих переходную зону поперечных структур особое место занимают погребенные грабены шельфа моря Лаптевых и желоб Нерис, отделяющий Гренландию от Канадского архипелага. Последний приурочен к глубинному разлому, по которому происходят горизонтальные сдвиговые перемещения крупных блоков литосферы [Monahan & Johnson, 1982].

Формирующийся в пределах моря Лаптевых кайнозойский седиментационный бассейн располагается на простирании Евразийской глубоководной котловины и может рассматриваться в качестве ее материкового крыла. Основанием бассейна является древний массив, перекрытый чехлом, аналогичным чехлу Сибирской платформы. Наложенный комплекс кайнозойских осадков (включая отложения датского яруса верхнего мела) перекрывает Лаптевский массив маломощным (до 1 км ) покровом и заполняет рифтогенные желоба, достигая мощности 3- 4 км . По геофизическим данным выделяются центральный желоб и два прибортовых (Притаймырский и Приновосибирский). Эти тектонически активные структуры Лаптевского бассейна сопрягаются с активными зонами океана: центральный желоб продолжает рифтогенную систему нарушений срединного хребта Гаккеля, краевые желоба находятся на продолжении предконтинентальных прогибов [Грамберг и др., 1981]. Тесная связь со структурами океана подчеркнута распределением эпицентров землетрясений. Центральный желоб Лаптевского бассейна на глубинном сейсмическом профиле, пересекающем залив Буор-Хая, характеризуется наличием «подушки» разуплотненной мантии (V_P = 7,5 км/с), расположенной на глубине 30 км при общей мощности коры в этом районе 35 км . Вместе с тем «спрединговые» аномалии магнитного поля не проходят из океана в пределы Лаптевского бассейна.

По сумме тектонических показателей переходная зона материк-океан в Северном Ледовитом океане предстает в качестве эпиплатформенного подвижного пояса с миогеосинклинальным стилем развития. Его структурная эволюция тесно связана с кайнозойскими нисходящими движениями, формирующими абиссальную область океана как единую депрессию. Нарушающие целостность пояса разнородные поперечные дислокации свидетельствуют, что пространство обменных процессов между океаном и континентом распространяется за пределы переходной зоны.

Кинематика движений. Там, где позволяет ледовая обстановка, непрерывное сейсмопрофилирование методом отраженных волн показывает, что комплекс кайнозойских осадков на месте материкового склона подразделяется, по меньшей мере, на три свиты, отличающихся по строению и литолого-акустическим параметрам. Нижняя свита выдержана по мощности и состоит из ритмично чередующихся слоев, по-видимому, алевритового и псаммитового состава. Средняя свита имеет максимальную мощность среди кайнозойских осадков у подножия склона и резко утоняется (вплоть до выклинивания) как в сторону океана, так и шельфа. Она характеризуется общей неяснослоистой структурой с частыми внутриформационными разрывами и деформациями слоев с локальными несогласными перекрытиями. Генетически это, вероятно, формация турбидитов. Верхняя свита представляет собой выдержанный по мощности покров с тонкой ритмично-слоистой структурой, облекающий крупные неровности дна. По результатам донного опробования это в основном глинистые морские и ледниково-морские плиоцен-четвертичные отложения. Возраст нижней и средней свит может быть оценен лишь условно.

В целом по Арктическому бассейну, учитывая смену условий седиментогенеза, скважинные разрезы первого океанического слоя Норвежско-Гренландского бассейна и данные по шельфам амеразийского сектора, представляется наиболее оправданным относить нижнюю свиту к доолигоценовой эпохе общего мелководного седиментогенеза, а среднюю свиту - к олигоцен-миоценовому времени пелагического осадконакопления в океане. Возможные при этом ошибки в датировке границ свит не могут изменить принципиальной трехстадийной схемы развития переходной зоны:

I стадия (доолигоценовая) - спокойное прогибание в общей системе нисходящих движений, охватывающих будущий глубоководный океан и обширные области окружающих материков;

II стадия (олигоцен-миоценовая) - активные движения на краю проседающих абиссальных котловин;

III стадия (плиоцен-четвертичная) - спокойное прогибание в общей системе нисходящих движений, охватывающих морфоструктурно выраженную абиссаль и материковые окраины.

Таким образом, зона материкового склона, как переходная зона материк-океан, структурно обособилась в олигоцен-миоценовое время, что согласуется с данными о достижении в Арктическом бассейне максимальной пелагичности осадков первого океанического слоя в миоцене [Результаты…, 1978].

Реликтовые материковые блоки (Воринг, Ермак, Чукотский купол, хребет Ломоносова) образуют своего рода подводную террасу, закономерно прогнутую от материковой окраины к центру бассейна, от -750 до -1500 м . Можно допустить, что эта терраса выражает общее прогибание земной коры на месте океана за кайнозойский период, без наложенного олигоцен-миоценового обрушения. Амплитуда последнего для Северного Ледовитого океана в этом случае 2,5- 3 км , а скорость проседания около 10 см за 1000 лет.

Позиция в геодинамической системе. В обобщенной формулировке геодинамическая система может быть определена как пространство взаимосвязанных геологических процессов, релаксирующих энергетическое возмущение в теле Земли [Погребицкий, 1976]. В конечном счете, эти процессы выражаются разного рода перемещениями вещества, т.е. гетерогенным массопереносом. Главенствующим из всех видов массопереноса, действующих на поверхности Земли, является твердый сток, который в первом приближении можно считать сбалансированным с эндогенным рельефообразующим массопереносом. По принципу твердого стока геодинамическая система Северного Ледовитого океана охватывает всю акваторию и обширные пространства окружающих материков вплоть до водораздельных хребтов (рис. 3). Эта геодинамическая система имеет отчетливое морфоструктурное выражение: океанические котловины оказываются в центре грандиозной Арктической геодепрессии, характеризующейся замкнутостью и закономерным наклоном литосферной поверхности от пограничных водоразделов к океаническому ложу.

По рельефу и экзогенным процессам внутри Арктической геодепрессии на современном этапе ее развития выделяются три субконцентрических зоны. Внешняя зона характеризуется восходящими движениями и развитием денудационных процессов. Она состоит из цепи хребтов и возвышенностей и может быть названа пограничным орогенным поясом. Промежуточная зона представлена в основном аккумулятивными и денудационно-аккумулятивными равнинами и шельфами окраинных морей, на площадях которых преобладают нисходящие движения. По свойственному этой зоне общему наклону от пограничного орогенного пояса к центру депрессии она может быть выделена в качестве материковой центриклинали. Внутренняя зона, или абиссальное ядро, состоящая из глубоководных котловин и разделяющих их подводных гор, является местом сопряженных нисходящих и горизонтальных (спрединговых) движений коры и местом накопления пелагических осадков. Палеогеографические реконструкции Арктической геодепрессии в целом плюс датировки вспышек магматической активности в пограничном орогенном поясе и мегаритмичности осадконакопления в бассейнах материковой центриклинали позволяют сделать следующие основные выводы о ее структурной эволюции [Погребицкий, 1976].

Арктическая геодепрессия обособилась на поверхности Земли на рубеже ранней и поздней перми. Развитие морфоструктур пограничного орогенного пояса носило характер многофазного рекуррентного роста иногда на месте, иногда с некоторым смещением к центру геодепрессии.

Седиментационные бассейны материковой центриклинали испытывают многофазное рекуррентное погружение; их депоцентры оставались практически на одном месте. Активные движения в орогенах регистрируются раньше, чем в смежных бассейнах; волна активности, генерируемая в орогенном обрамлении, перемещалась от периферии к центру геодепрессии.

Для ядра геодепрессии история развития характеризуется двумя главными этапами: пермско-меловым, дооокеаническим и кайнозойским, включая датский век, - океаническим. На первом этапе в ядре геодепрессии располагались сводовые мантийно-коровые вздутия (геотуморы), с которых шел терригенный снос в сторону современных шельфов [Ронкина, Вишневская, 1982]. В конце мела геотуморы испытали рифтогенное обращение и на их месте в кайнозое образовались океанические впадины со спрединговой структурой ложа (Норвежско-Гренландский и Евразийский бассейны). Амеразийский бассейн сформировался на прогибающемся крыле геотумора. Его обособление в качестве бассейна с океаническими глубинами произошло в кайнозое (олигоцен-миоцене) в связи с недокомпенсацией осадками интенсивно проседающего ядра Арктической геодепрессии.

В вещественном отношении развитие Арктической геодепрессии ведет к одновременному формированию новообразованной фемической литосферы в абиссальном ядре (океанический массив) и новообразованной сиалической литосферы в пограничном орогенном поясе (континентальный массив), между которыми располагается широкая переходная область реликтовой литосферы. В процессе ее переработки формируется ансамбль малых (дочерних) структур (эпиконтинентальных седиментационных бассейнов и их орогенных барьеров), копирующих биполярную направленность процесса в целом.

Переходная зона материкового склона занимает в Арктической геодепрессии определенное положение. Это, по существу, наиболее активная кайма деструктивных преобразований реликтовой литосферы, находящаяся в «экзоконтакте» формирующегося массива новой фемической литосферы. В аспекте динамических связей переходной зоне материкового склона комплементарна переходная зона приорогенного склона, расположенная в «экзоконтакте» формирующегося массива новой сиалической литосферы. В процессе развития геодинамической системы наблюдается сближение переходных зон и сокращение площади зажатой между ними реликтовой литосферы. Миграция и формирование переходных зон подчинены взаимодействию разрастающихся биполярных массивов литосферы, которое носит импульсно-волновой характер: импульс активных восходящих движений в пограничных орогенах сменяется во времени импульсом активного проседания в океане (датско-палеоценовая активизация пограничного орогенного пояса - олигоцен-миоценовое обрушение океана; неотектоническая активизация орогенов - будущая фаза активных деструктивных преобразований по периферии глубоководных котловин). С этих позиций наблюдаемые ныне в Северном Ледовитом океане переходные зоны материкового склона являются следствием I фазы обрушения.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

По морфотектоническим показателям переходные зоны материк-океан в Северном Ледовитом океане относятся к атлантическому типу. Представления о том, что этот тип обусловлен пассивной переработкой края континентальной плиты автономными процессами гравитационного оползания, являются принципиально ошибочными. Строение переходных зон представляет результат активного взаимодействия формирующихся океанических и континентальных литосферных массивов, разобщенных широкой полосой реликтовой литосферы; гравитационные оползания играют здесь второстепенную роль.

Импульсно-волновое взаимодействие формирующихся литосферных массивов позволяет ввести дополнительный классификационный критерий, согласно которому переходные зоны материк-океан в Северном Ледовитом океане относятся к подтипу I фазы обрушения. В отличие от них среди переходных зон северной и экваториальной Атлантики могут быть выделены подтипы II и III фаз обрушения. Именно этим обстоятельством объясняется почти полное срезание и погружение на дно океана окраинно-материковых бассейнов Америки, Африки и Западной Европы. Известные гипотезы о монотонном углублении океана по мере остывания новообразованной литосферы во времени по закону t^1/2 [Сорохтин, 1974] или любому другому непериодическому закону не удовлетворяют геологическим данным.

ЛИТЕРАТУРА

1. Грамберг И.С., Лопатин Б.Г., Погребицкий Ю.Е. Новое в геологии арктических морей СССР. Вестник АН СССР, 1981, № 2, с. 84-90.

2. Карасик A.M. Основные особенности истории развития и структуры дна Арктического бассейна по аэромагнитным данным. - В кн.: Морская геология, седиментология, осадочная петрография и геология океана: МГК, 26 сес. Докл. сов. геол. Л.: Недра, 1980, с. 178-193.

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

4. Результаты глубоководного бурения в Атлантическом океане в 38-м  рейсе «Гломар Челленджера». Литология и петрография / Отв. ред. Г.Б. Удинцев. М.: Наука, 1978. 192 с.

5. Ронкина З.З., Вишневская Т.Н. Глаукофан в осадочных толщах западной части Советской Арктики. - Советская геология, 1982, №7, с. 90-93.

6. Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли. М.: Наука, 1974. 182 с.

7. Grantz A., Holmes M.L., Kososki B.A. Geologic framework of the Alaskan continental terrace in the Chuckchi and Beaufort seas. - In: Canada 's continental margins. Calgary : CSPG, 1975, p. 669-700.

8. Sundvor E., Gidskehaug A., Myhre A., Eldholm O. Marine geophysical survey on the Northern Svalbard margin. - In: The Norwegian Petroleum Directorate's Scientific report N 5. Bergen , 1978, p. 1-25.

9. Monahan D., Johnson G.L. Physiography of Nares Strait : importance to the origin of the Wegener fault. - Medd. om Grenland. Geosci., 1982, vol. 8, p. 53-64.

10. Sundvor E., Nysaether E. Geological outline of the Norwegian continental margin between 60° and 68° North. - In: Canada 's continental margins. Calgary : CSPG, 1975, p. 267-281.