| ||
|
| ||
|
Геологический институт Академии наук СССР, Москва
|
|
Предварительные замечания Арктическая область земного шара представляет очень большой интерес для тектонического анализа. Здесь распространены складчатости самого различного возраста, от древнейших до современных, что позволяет сравнивать их и изучать соотношения между ними. Кроме того, в этой области привлекает внимание проблема межконтинентальных структурных связей, а следовательно, и вопрос о происхождении океанических глубин Арктики. К настоящему времени опубликовано много схем, отображающих различные взгляды на общее тектоническое строение Арктики, но все они чрезвычайно мелки и умещаются обычно на журнальной странице. В 1959 г. в Геологическом институте АН СССР была составлена цветная тектоническая карта Арктики, выполненная в полярной картографической проекции в масштабе 1:7 000 000. Такой масштаб позволил гораздо детальнее представить особенности строения земной коры Арктической области. Составление общих тектонических карт для крупных частей земного шара по существу стало в настоящее время самостоятельным научным направлением в тектонике. Оно определилось сравнительно недавно, в послевоенные годы, и было вызвано рядом причин, главнейшие из которых, как нам кажется, можно свести к следующим: 1) накопились огромные фактические сведения по конкретным тектоническим структурам, требующие обобщения; 2) потребовались новые возможности для дальнейшего развития теоретических исследований по изучению строения и развития Земли; наконец, 3) выявилась необходимость более широкого, чем прежде, изучения общих закономерностей распределения в земной коре минеральных концентраций. Особенно ценный опыт составления подобных карт имеется в Советском Союзе. Речь идет об обзорных тектонических картах СССР, изданных в 1953 и 1956 гг. Тектоническая карта СССР фактически и послужила основной предпосылкой для создания тектонической карты Арктики, тем более что почти половина арктических пространств земного шара входит в пределы Советского Союза. Геологическая изученность Арктики неравномерна. В целом можно сказать, что советский ее сектор исследован уже достаточно основательно. Большая заслуга в этом отношении, в числе многих коллективов страны, принадлежит исследователям Института геологии Арктики, где недавно была составлена обзорная геологическая карта северных территорий СССР [Геологическая…, 1957], обобщившая большой фактический материал. Детальные и важные работы по геологии соответствующих районов Арктики выполнены финскими, шведскими [Karta…, 1958] и норвежскими геологами [Хольтедаль, 1958; Holtedahl, 1929]. В последние годы появился также ряд интересных работ и карт по тектонике Гренландии [Fränkl, 1955b, 1956; , Haller, 1956a, b; Peacock, 1958; Sommer, 1957 и др.], Канады [Geological…, 1955; Tectonic…, 1950] и Аляски [Amand, 1957; Smith, 1939 и др.]. Очень большое значение для понимания структуры земной коры в Арктике имеют данные о рельефе дна ее морских и океанических пространств. Одним из важнейших достижений в этой области является открытие советскими исследователями огромного подводного хребта Ломоносова, протягивающегося от Новосибирских островов через район Северного полюса к островам Канадского арктического архипелага. Новейшая батиметрическая карта Арктики недавно опубликована А.Ф. Трешниковым [1960]. О структуре земной коры в арктической части нашей планеты виднейшими геологами различных стран высказано большое число догадок и гипотез. Например, Э.Зюсс предполагал, что складчатые структуры Верхоянской горной страны погружаются под воды Северного Ледовитого океана и проходят под ними к берегам Земли Гранта, находящейся на севере Канадского арктического архипелага. Э. Ог придерживался противоположной точки зрения, полагая что Северный Ледовитый океан представляет древнейшую, как бы извечно существовавшую впадину в земной коре. А. Вегенер [1923] и его последователи [Taylor, 1928] считали, что образование глубоководных впадин Полярного бассейна произошло в результате разрушения ранее единого континента и последующего дрейфа его частей в направлении от полюса к югу. О. Хольтедаль [Holtedahl, 1929] сравнивал область арктических глубин с Таримской глыбой Центральной Азии. В более поздний период появились идеи о том, что структура земной коры области, покрытой Северным Ледовитым океаном, до относительно недавнего геологического времени была сходна с той, которую мы наблюдаем в настоящее время на континентах, но впоследствии произошло ее опускание с образованием океанических впадин, которые, таким образом, умеют вторичное происхождение. Приведенная концепция наиболее ярко была развита Н.С. Шатским [1935]. Позднее близкие взгляды высказал А. Ирдли [1954]. В советской литературе наиболее распространена концепция Н.С. Шатского. Из новейших тектонических построений для Арктики отметим интересные схемы, опубликованные В.Н. Саксом, Н.А. Беловым и Н.Н. Лапиной [1955] и Д.Г. Пановым [1957], в которых подчеркивается вторичность происхождения глубоководных впадин Северного Ледовитого океана. В работе Д.Г. Панова дан краткий очерк развития представлений об общей структуре Арктики, чего в данной статье, по недостатку места, сделать нельзя. Тектоническая карта Арктики составлена под редакцией Н.С. Шатского. В основу отображения тектоники советской территории взяты тектонические карты крупных ее частей, составленные сотрудниками Геологического института АН СССР, и в этом смысле тектоническая карта Арктики должна рассматриваться как результат коллективной работы отделов региональной и общей тектоники этого института. Основное тектоническое районирование на карте проведено в соответствии с возрастом складчатости. Древние дорифейские платформы, байкалиды, каледониды, герциниды, мезозоиды и области кайнозойской складчатости, именуемой в районе Тихого океана камчатской, показаны разными красками, а их оттенками обозначены относительная глубина залегания фундамента платформ и структурные ярусы в складчатых областях. Специальными знаками выделены краевые прогибы, межгорные впадины, ограничения платформ и зон складчатостей разного возраста в акваториях и некоторые другие тектонические элементы. Для большей части суши оказалось возможным отобразить тектонические структуры в виде различных изолиний, либо в виде линий осей складок, основных простираний и разломов. В областях мезозойской и кайнозойской складчатостей показаны интрузии гранитоидов, расположение которых хорошо подчеркивает тектоническую структуру. Не удалось избежать известной неравномерности в нагрузке карты фактическим материалом, что объясняется главным образом недостаточной геологической изученностью некоторых арктических районов. Наиболее гипотетично изображается тектоника Полярного бассейна, и в этой части карту следует воспринимать как принципиальную схему.
В некоторых основных чертах карта совпадает со схемой тектоники Арктики,
опубликованной Н.С. Шатским [1935],
и, таким образом, по существу является дальнейшим развитием идей,
заложенных в этой схеме. По трактовке тектоники континентальной части и
островов советского сектора Арктики составленная карта близка
Тектонической карте СССР масштаба 1:5 000 000
[Тектоническая…, 1957]. Что
касается Таймырского полуострова, то в этой части представленная карта в
основном соответствует взглядам, отображенным на первой Тектонической
карте СССР масштаба 1:4 000 000
[Тектоническая…,
1953]. В сильно схематизированном и несколько переработанном
виде карта Арктики изображена на фиг. 1.
1. Древние платформы в Арктике На схеме видно, что в Арктике (до 60° с.ш.) огромные площади относятся к древним (дорифейским) платформам. Здесь расположен величайший Канадский щит [King, 1959; Washburn, 1947; Wilson, 1939], значительная часть Русской и большая половина Сибирской платформы. Древние платформы, кроме суши, занимают, по-видимому, обширные пространства и под водами Полярного бассейна. Одна из таких подводных платформ - Гиперборейская - существует, по нашим представлениям, в восточном секторе Северного Ледовитого океана, где располагается котловина Бофорта. Существование этой платформы к северу от Аляски доказывается рядом фактов: вскрытием кристаллического фундамента скважинами на глубине 720 м на мысе Барроу, палеогеографическим анализом, выявляющим область сноса в пермское время севернее Аляски, и наличием к югу от мыса Барроу, на севере Аляски, типичного краевого прогиба области мезозойской складчатости [Amand, 1957; Smith, 1939]. Само понятие «краевой прогиб» указывает на то, что данная тектоническая структура образовалась на стыке платформы и складчатой (геосинклинальной) области [Пущаровский, 1959]. В Азии Гиперборейская платформа выступает на островах архипелага Де-Лонга, где местами (остров Беннетта) виден ее нижнепалеозойский чехол [Лобанов, 1957]. Кроме того, на относительно недалекое расположение края платформы в этом районе косвенно указывает анализ простираний тектонических структур на Новосибирских островах, острове Врангеля и в прибрежных районах континента. Западное ограничение платформы определяется местоположением полосы резко расчлененного рельефа дна, проходящей через центральную часть океана и разделяющей его на две глубоководные впадины. Другая платформенная структура, по нашим представлениям, располагается под водами Баренцева моря, вероятно, доходя до самых западных островов архипелага Северной Земли. Древний кристаллический фундамент платформы, перекрытый местами породами осадочного чехла, выступает на Северо-Восточной земле Шпицбергена и на острове Белом [Панов, 1957]. Аналогичной структурой, очевидно, обладают остров Виктория, архипелаг Земли Франца-Иосифа и острова Визе и Ушакова, где кристаллический фундамент не выходит, но известен мезозойский (а на острове Виктория и палеозойский) осадочный чехол [Дибнер, 1957a, b, c]. Следует отметить, что по поводу тектонической природы Шпицбергена в литературе нет единства взглядов [Frebold, 1935; McWhae, 1953; Orvin, 1940]. До сих пор высказывается мнение, что Шпицберген целиком следует считать зоной каледонской складчатости. Вслед за К.А. Клитиным, которым произведен детальный анализ тектоники Шпицбергена, я не считаю такую точку зрения правильной и полагаю, как и упомянутый исследователь, что Северо-Восточная земля Шпицбергена представляет структуру типа древней платформы. Новые и интересные данные на этот счет опубликовал В. Харленд [Harland, 1958]: по его наблюдениям, на глубоко метаморфизованных породах Северо-Восточной Земли Шпицбергена (архей?) трансгрессивно залегают неметаморфизованные толщи, представленные песчано-сланцевыми породами в нижней части разреза и карбонатными - в верхней, общей мощностью 3-5 км. Они сопоставляются с комплексом Гекла-Хук (поздний докембрий - средний ордовик), развитым в пределах западной половины Шпицбергена, в Новой Фрисландии. Этот комплекс состоит из сильно метаморфизованных пород (особенно в нижней части), включающих кристаллические сланцы, гнейсы, кварциты, основные эффузивы, мраморы, граувакки, доломиты, известняки и другие породы, и имеет общую мощность более 15-17 км. Породы смяты в меридиональные линейные складки, разбитые продольными разломами. На этом комплексе, образуя верхний структурный ярус, располагаются девонские наложенные впадины, относящиеся к категории позднегеосинклинальных структур [Пущаровский, 1958] и выполненные весьма типичными для подобных образований формациями. Это и есть зона каледонид на Шпицбергене. Смена одного типа разреза нижних комплексов другим наблюдается в узкой меридионально вытянутой зоне, которую К.А. Клитин справедливо трактует как глубинный разлом. Следовательно, в данном случае выявляется новый пример сочленения древней платформы и складчатой области по краевому шву (в понимании Н.С. Шатского [1945]). На востоке платформа Баренцева моря, вероятно, доходит до островов Северной Земли [Егиазаров, 1957], откуда край ее поворачивает на юго-запад, проходя недалеко от берегов Новой Земли, о чем свидетельствует герцинский краевой прогиб на ее западном побережье [Демокидов и др., 1957]. Северная граница платформы едва ли далеко заходит за полосу материкового склона, так как в пределах котловины Нансена наблюдается резко расчлененный рельеф дна, и по этому признаку, а также по геофизическим данным здесь можно предполагать скорее складчатую, чем платформенную, структуру. В частности, недавно стало известно [Трешников, 1960], что между Землей Франца-Иосифа и полюсом в рельефе дна на глубине всего 730 м существует большая вершина, возвышающаяся над смежными глубинами на 3000 м. Еще одна подводная древняя платформа располагается, по-видимому, в Северной Атлантике, ее обычно называют платформой Эриа [Архангельский, 1938 и др.]. Контуры этой платформы пока не изображены на карте, так как нам не удалось найти необходимых геофизических материалов, но выходы на поверхность ее древнего фундамента и осадочного чехла обнаружены на севере Шотландии; геологическое строение этой области недавно проанализировано Е.В. Павловским [1958a, b]. К платформе Эриа, как нам представляется, относятся также Исландия, Фарерские острова и остров Ян-Майен, сложенные мощнейшими молодыми эффузивными образованиями. Тектоническая природа Исландии трактуется геологами по-разному. Высказанная выше точка зрения, в последние годы защищаемая Р. Беммеленом [Bemmelen, 1955], кажется справедливой потому, что аналогичные вулканогенные комплексы широко распространены в Гренландии. В частности, важно отметить их развитие на Гренландском побережье Баффинова залива, где они непосредственно перекрывают породы щита и расположены внутри него. Этот аргумент является, конечно, косвенным. Платформа Эриа от Канадского щита (в который входит и Гренландия) отделена каледонидами Гренландии - Ньюфаундленда, аналогично тому как с противоположной стороны ее ограничивают каледониды Скандинавии - Шотландии. Итак, имея в виду и материковые и подводные платформы, можно сказать, что сосредоточение древних платформ в Арктике составляет важную особенность тектонического плана описываемого сектора земного шара.
2. Складчатые области Арктики В.С. Журавлев и Р.А. Гафаров [1959] недавно привели новые данные, подкрепляющие представление о том, что на севере Русской платформы протягивается зона байкальской складчатости. Если говорить о более поздних складчатостях, то можно отметить, что в направлении от Атлантического океана к Тихому их возраст в общем становится все более молодым. Зоны каледонской складчатости простираются по периферии Атлантики. Проходя через Шотландию, Скандинавию, Шпицберген, Гренландию и далее к Ньюфаундленду, каледониды образуют широкую не вполне правильную дугу, выгнутую к северу. Типичное строение келедонид распознается во всех перечисленных районах. В данном случае мы ограничимся лишь краткими сведениями о каледонидах Восточной Гренландии. Здесь в сложном синклинории Элеоноре-Бей, примыкающем к Гренландскому морю, развиты осадочные образования общей мощностью до 15 тыс. м [Fränkl, 1956]. Главную их часть слагают сильно дислоцированные породы комплекса Элеоноре-Бей, относящиеся к рифею (гренландию [Koch, 1936]). Они представлены обломочными породами, в том числе кварцитами и сланцами, а также, особенно в верхней половине разреза, мраморами, известняками, доломитами и мергелями, иногда пестроцветными или красноцветными. Выше залегает формация тиллитов (1000 м), а затем серии, образовавшиеся, как отмечают, в условиях засолоненных лагун. Общая мощность рифейских отложений достигает здесь 12 км. На породах рифея трансгрессивно и несогласно лежат терригенно-карбонатные отложения кембрия (около 1000 м), а затем преимущественно известняковые породы ордовика (до 2000 м). Каледонская складчатость вызвала значительный метаморфизм осадочных комплексов, местами до стадии гнейсов, и сопровождалась внедрением гранитоидов. Девонские отложения выполняют уже внутренние позднегеосинклинальные впадины и сложены преимущественно континентальными сериями, местами мощностью в несколько тысяч метров [Bütler, 1955]. Среди этих серий встречаются покровы базальтов. Каледониды Восточной Гренландии, так же как и на Шпицбергене или в Скандинавии, отделены от древней платформы узкой зоной, представляющей типичный краевой шов протяженностью свыше 1300 км. Примеры Шпицбергена и Гренландии, следовательно, дополнительно подтверждают вывод о том, что области каледонской складчатости сочленяются с древними платформами посредством краевых швов [Пущаровский, 1959; Тектоническая…, 1957]. К каледонидам иногда относят также (в частности, некоторые датские геологи) горную зону северной части Земли Пири, однако эти представления нуждаются в комментариях. В большей части этой горной зоны осадочный комплекс представлен в основном слабо метаморфизованными [Ellitsgaard-Rasmussen, 1955; Fränkl, 1955a] песчанистыми и глинисто-сланцевыми породами общей мощностью до 4000 м, смятыми в большие прямые складки, которые в направлении к северной оконечности Земли Пири наклоняются на север. Верхняя толща этого комплекса относится к лудловскому ярусу, более низкие его образования считают нижнепалеозойскими; осадочные породы рассечены небольшими дайками долеритов и порфиритов. При сравнении строения и развития северной части Земли Пири с каледонидами Восточной Гренландии, а также Шпицбергена между ними обнаруживается большое различие. Вообще признаки геосинклинального развития каледонского этапа на Земле Пири проявлены слабо. Однако на крайнем севере горной зоны известны филлиты и мраоры, вероятно, значительной мощности, но возраст их не установлен. Нам думается, что эти породы являются допалеозойскими. По простиранию на запад структурные образования Земли Пири плавно сменяются палеозойскими структурами острова Элсмир, от которых, как мы увидим ниже, они в конечном счете также существенно отличаются. Представляется, что складчатые структуры северной части Земли Пири, сопряженные с основной полосой гренландских каледонид, нужно рассматривать как зону затухания последних. Такие зоны затухания складчатостей иногда встречаются в структуре земной коры; отдельные примеры их мы найдем и в Арктике. Хорошо известны случаи, когда не наблюдается четких границ во времени между складчатостями, но в данном случае речь идет о постепенных структурных изменениях в пространстве, когда зоны затухания разделяют качественно различные по тектоническим свойствам участки земной коры. Область в основном герцинской складчатости в Арктике занимает обширное пространство между Русской и Сибирской платформами. К ней условно можно отнести и Таймырский полуостров. Тектоническое развитие Таймыра и архипелага островов Северной Земли было достаточно сложным [Марков и др., 1957; Соболевская, 1959; Сягаев, 1958]. Здесь выявляются тектонические движения байкальской и каледонской складчатостей, с которыми связываются обособления определенных геологических формаций, но достаточно отчетливо проявлены также признаки герцинского этапа развития. Существенно, в частности, то, что в конце палеозоя происходило внедрение гранитоидных интрузий, как это доказывается определениями абсолютного возраста пород ряда интрузивов [Даминова, 1958]. Вместе с тем палеозойские геосинклинальные процессы в целом протекали в ослабленной форме в пределах описываемой области, что следует из особенностей геологических формаций, сравнительно небольшой степени метаморфизма и деформаций пород, а также из других признаков. В данном случае снова обнаруживается переходный тип развития между двумя различными структурными областями - собственно герцинидами (уральского типа) и палеозойскими структурами Верхояно-Чукотской области. Иными словами, Таймыр - это пример зоны затухания герцинской складчатости, поэтому его отнесение к герцинидам и является условным. К области герцинской складчатости некоторые исследователи [Geology…, 1947] относят тектонические структуры северных островов Канадского арктического архипелага. Имеются в виду складчатые пояса Элсмира, Эурека и Парри, выделенные К. Фортье, А. Мак-Нэйром и Р. Торстейнсеоном [Fortier et al., 1954]. Такая трактовка нам представляется еще более условной, чем разобранный выше пример.
Изучение геологического строения упомянутых островов обнаруживает
большое сходство в характере палеозойских отложений этих островов,
Таймыра и особенно мезозоид Северо-Востока СССР. На всех этих
территориях основная часть нижне- и среднепалеозойских геологических
формаций представлена породами карбонатного ряда, а нередко и
галогенными формациями (см. схему геологического разреза центральной
части острова Элсмир). Сходство строения упомянутых территорий выражено
также в одинаковом порядке мощностей соответствующих отложений,
достигающих больших величин (многие километры), в идентичности
тектонических форм, являющихся умеренно складчатыми, и в общем в
небольшой степени метаморфизма пород. Вулканогенные породы в разрезах
палеозоя развиты слабо, либо почти отсутствуют. Таким образом,
несомненно, что тектоническое развитие указанных выше территорий до
верхнего палеозоя было очень сходным. Каков же тип этого развития?
Схема геологического разреза центральной части острова Элсмир [Geology…,
1947]
Когда мне пришлось подробно рассматривать особенности палеозойского развития Северо-Восточной Азии [Пущаровский, 1958], то ни по геологическим формациям, ни по магматическим проявлениям, наконец, ни по характеру складчатости или метаморфизму пород на этой огромной территории, я не обнаружил палеозойской геосинклинальной области. Равным образом, тектоническии режим, существовавший в палеозое на данной территории, нельзя рассматривать и в качестве платформенного. Поэтому мной была высказана гипотеза, что помимо геосинклинальных систем (или областей) и платформ как таковых, существуют особые тектонические образовании, названные подвижными платформами. Как известно, областью какой-либо складчатости мы называем только такие территории, на которых определенно выявляются черты геосинклинального развития (прежде всего при анализе геологических формаций, магматизма и дислокаций). Для геосинклинальной области обязательны признаки эвгеосинклинального развития. При отсутствии этих признаков на обширных площадях, к тому же достаточно сложно построенных, и возникают затруднения. С нашей точки зрения, тектонические структуры Канадского арктического архипелага также представляют собой пример палеозойской подвижной платформы. Во избежание неясностей необходимо упомянуть, что на крайнем севере острова Элсмир известны метаморфические и вулканогенные породы. Это прежде всего породы так называемой «группы Кейп-Колумбия» и отчасти «группы Макклинток». Выходы этих пород расположены изолированно, возраст не датирован и взаимоотношения не ясны. Среди пород группы Кейп-Колумбия указываются [Geology…, 1947] гнейсы, сланцы, кварциты, кристаллические известняки, которые интрудированы гранитами, перидотитами, сиенитами. Подобные породы встречаются в виде гальки в ордовикских отложениях. Вероятно, возраст пород группы Кейп-Колумбия докембрийский, и поэтому они образуют, очевидно, выступ древнего основания. Группа Макклинток включает лавы, брекчии, туфы, туфогенные граувакки, сланцы, песчаники, известняки и слой гипса мощностью до 400 футов. Сходные породы в виде гальки встречаются также в породах ордовика. Поэтому и данные породы в общем не являются стратиграфическими аналогами мощных и преимущественно карбонатных отложений нижнего и среднего палеозоя острова Элсмир. В крайней северо-восточной части острова Элсмир (также в виде изолированных выходов) распространены преимущественно терригенные отложения и, кроме того, известняки, видимо в основном палеозойского возраста: слои Кейп-Роусон, Маунд-Дизраэли, Сейл-Харбор и Вью-Крик. Эти факты дают основание считать, что здесь существует переходный тип разреза между разрезами, характерными для северной части Земли Пири и центральной части острова Элсмир. Большое сходство в геологическом строении и тектоническом развитии в палеозое северных островов Арктического архипелага Канады и севера Азиатского материка позволяет предполагать прямые структурные связи между этими территориями. Естественным географическим местом для этих связей является широкая зона с большими контрастами глубин дна океана, проходящая через его центральную часть и разделяющая обе подводные арктические платформы. Длина этой зоны свыше 1400 км, ширина в два раза меньше. Зона характеризуется не только резкой расчлененностью, но и линейностью элементов рельефа океанического дна, имеющих субмеридиональное простирание. Однако у островов Канадского архипелага происходит поворот этих простираний, гармонично увязывающийся с общими простираниями тектонических структур самого архипелага. Упомянутая зона, кроме того, характеризуется и своеобразными геофизическими данными, не свойственными примыкающим участкам акватории. Перечисленные факты вполне позволяют допустить, что вся эта полоса по своей тектонической природе в палеозое представляла подвижную платформу. Получается, что в тех частях Арктического сектора земного шара, для которых характерно географически сближенное расположение древних платформ, в нижнем и среднем палеозое не образовывались полные геосинклинальные структуры, а формировались структуры типа подвижной платформы; тем самым и можно объяснить тектоническое положение этих последних. Области мезозойской складчатости в Арктике занимают обширные пространства на территории Северо-Восточной Азии и в районе Тихоокеанского пояса Северной Америки. Сравнительное тектоническое изучение мезозоид Северо-Восточной Азии и невадийского пояса Северной Америки показывает их существенное различие. Оно заключается в том, что в невадийском поясе, по существу на всем протяжении его геосинклинального развития, выявляются эвгеосинклинальные черты, в то время как в мезозоидах Северо-Восточной Азии эвгеосинклинальные образования не обнаруживаются. Это позволяет выделить два типа мезозоид Тихоокеанского тектонического кольца: невадийский и колымский. Данное подразделение в общем соответствует представлениям Г. Штилле [Stille, 1942], который по истории развития расчленил невадийский пояс на невадиды и рокиды (Скалистые горы). Для невадид характерны несравненно большие мощности отложений (например, триас и юра для Центральной Невады - 10 км, а для Скалистых гор - максимально первые километры), но в особенности отличаются невадиды от рокид широким проявлением «начального вулканизма», обычно основного типа (но иногда среднего и даже кислого). Критерии, положенные в основу систематики Г. Штилле, как показывают все последующие исследования (например, М. Кэя), вполне справедливы для Северной Америки, однако мы рассматриваем более обширную область - Тихоокеанский пояс. В этом случае нас прежде всего интересует общий тип развития структуры, а не детальное сравнение по мощностям и некоторым другим конкретным признакам. Таким образом, наша систематика является более обобщенной, что и оправдывает вводимую терминологию. Характер палеозойских отложений Корякских хребтов, а также Камчатки и Японии [Верещагин и Невский, 1959; Тихонов, 1959; Geology…, 1956] позволяет думать, что структуры невадийского типа находятся в основании камчатской (кайнозойской) складчатости, зона которой протягивается в Азии по крайней периферии континента и на прилегающих к нему островах. Они могут быть распространены и в крайних восточных районах мезозоид (С.М. Тильман). Как известно, геосинклинальный комплекс мезозоид Северо-Восточной Азии, называемый верхоянским комплексом, весьма своеобразен. Он состоит из мощнейших терригенных толщ, формировавшихся в пермское, триасовое и юрское время (до средней юры включительно), о происхождении которых высказываются самые разнообразные мнения. Нам кажется, что представление о широком развитии в прошлом древних щитов в Арктике, откуда мог происходить снос больших масс обломочного материала, дает этой проблеме новое освещение или даже намечает ее общее решение. Возможно, что малое количество конгломератов среди обломочных пород верхоянского комплекса находится в связи с удаленностью области осадконакопления от основных источников сноса, располагавшихся значительно севернее. В эпоху затухания геосинклинального режима на территории мезозоид Северо-Восточной Азии образовались типичные позднегеосинклинальные впадины и прогибы, выполненные в основном угленосными формациями. Очень интересно, что и для мезозойского этапа имеется известная аналогия в тектоническом строении и развитии между Северо-Восточной Азией и северными островами Канадского арктического архипелага. Так, на островах Элсмир и Аксель-Хейберг, в поясе Эурека, также развиты мощные триасовые и отчасти пермские терригенные отложения, очень похожие на верхоянский комплекс. И дислокации в них примерно того же типа: простые и линейные складки, иногда коробчатой формы [Fortier et al., 1954]. Но можно ли рассматривать пояс Эурека как зону мезозойской складчатости? Это вопрос сложный. Дело в том, что площадь распространения пород, эквивалентных верхоянскому комплексу, в Канадском архипелаге относительно невелика, и среди них не обнаружено гранитоидов, характерных для Верхояно-Чукотской области. Таким образом, как будто нет оснований для выделения здесь самостоятельной геосинклинальной зоны мезозоид. Но, с другой стороны, можно допустить, что в пределах полосы хребта Ломоносова локально могли быть распространены типичные для Северной Азии образования мезозойской складчатости, и тогда пояс Эурека представляет зону затухания мезозоид (как, впрочем и южная часть Таймыра). Думаю, что последнее допущение более согласуется с общим структурным планом Арктики. Ясно, что и этот случай не нарушает той основной тектонической закономерности, что мезозоиды в своем типичном развитии характерны для Тихоокеанского складчатого кольца, и даже подчеркивает эту закономерность.
Более молодая кайнозойская
складчатость распространена в Арктике сравнительно незначительно;
она выражена в Корякском хребте в Азии и в Береговых горах на Аляске.
Основная часть этой складчатой области располагается южнее.
3. Происхождение океанических впадин Арктики Общий анализ тектоники Арктики подводит нас к выяснению происхождения ее океанических глубин. Впадины Северного Ледовитого океана в настоящее время действительно близки к океаническим - здесь промерены огромные глубины, превышающие 3000-4000 м. Геофизические свойства земной коры в этих впадинах весьма сходны с теми, которые наблюдаются в других океанических областях. В частности, Д. Оливером, М. Юингом и Ф. Прессом [Oliver et al., 1955], установившими поверхностные сейсмические волны с необычно большой амплитудой (волны Lg), которые распространяются только на участках земной коры с материковой структурой, было указано, что ни в других районах, ни в Арктике не обнаружено случаев прохождения этих волн на сколько-нибудь значительном расстоянии под водой глубже 1000 морских сажен (= 1820 м). Следовательно, такие участки земной коры не являются материковыми. В работах Р.М. Деменицкой [1958; 1959] сделана попытка подсчитать толщину земной коры до поверхности Мохоровичича в Арктике. Для центральных частей котловин Бофорта и Нансена получаются величины (от дна океана) 5-7 км, а в их краевых частях - сначала до 15, а затем до 25 км. В районе, разделяющем впадины, эти значения несколько повышаются, хотя на хребте Ломоносова толщина коры составляет местами всего около 10 км. Выше мы отмечали, что на значительном протяжении геологического времени на площади, занимаемой Северным Ледовитым океаном, существовали платформы и иные геологические образования, сходные с теми, которые сейчас можно видеть на континентах. Отсюда можно заключить, что Северный Ледовитый океан представляет относительно недавнее, молодое образование, возникшее на структурах материкового типа и в этом смысле вторичное. Такие случаи «океанизации» частей материков в настоящее время становятся известными все больше и больше. Глубины Черного, Каспийского, Средиземного, Японского морей, Мексиканского залива и ряд других возникли, видимо, таким же образом [Белоусов, 1955; Муратов, 1957; Тихомиров, 1959 и др.]. Итак, мы следуем общим выводам, к которым пришли уже в отношении Полярного бассейна многие исследователи: Н.С. Шатский [1935], А. Ирдли [1954], Д.И. Щербаков [1954], Д.Г. Панов [1957 и др.], В.Н. Сакс [Сакс и др., 1955] и другие. Что касается Г. Штилле, то в работе 1948 г. [Stille, 1948] он отказался от своих первоначально таких же взглядов и начал рассматривать Северный Ледовитый океан как первично-океаническую впадину. В подкрепление нашей точки зрения на происхождение впадин Северного Ледовитого океана можно привести и еще ряд соображений. Обращает на себя внимание тот факт, что глубоководные впадины Полярного бассейна по площади меньше, чем его шельф, который на территории Евразии простирается под водой на многие сотни километров. Этот шельф образовался несомненно в не очень отдаленные геологические периоды. В связи с этим неизбежно возникает вопрос, возможен ли грандиозный разрыв во времени образования между шельфом и прилегающими к нему меньшими по занимаемой территории глубоководными впадинами? С другой стороны, районы глубоководных впадин в сущности очень малы по сравнению с окружающими их материковыми областями и представляют собой поэтому скорее участки моря типа средиземного, чем океана [Ирдли, 1954; Щербаков, 1954]. Добавим, что каждая из глубоких котловин Полярного бассейна лишь в два раза превышает площадь Мексиканского залива и немногим более Японского моря, очень недавнее происхождение глубин которого (четвертичный период) можно считать вполне вероятным [Линдберг, 1955]. Наконец, важным фактом является необычайно резкий рельеф подводного хребта Ломоносова, вытянутого линейно, с высотой над ложем океана 2500-3000 м и крутыми склонами. На хребте имеются седловины с глубинами над ними порядка 1500-1600 м, в то время как минимальные из глубин, измеренных в 1954 г., составляют 954 м [О новых…, 1954]. Рельеф хребта Ломоносова характеризуется, следовательно, формами, подобными молодым горным зонам на суше; эти формы образовались, очевидно, таким же образом. Разнообразную аргументацию в пользу представлений о вторичном происхождении глубоководных впадин Северного Ледовитого океана высказывал недавно А. Ирдли [1954] - автор гипотезы о так называемой древней Арктике, выдвинутой им вопреки мнениям о наличии здесь постоянного океанического бассейна. Когда же произошла перестройка структуры земной коры в области Полярного бассейна? На этот счет высказываются разные гипотезы. С нашей точки зрения, образование глубоких впадин Северного Ледовитого океана началось во вторую половину мезозоя. В это время на огромных территориях Северо-Восточной Азии и запада Северной Америки происходили грандиозные тектонические и магматические процессы, связанные со становлением областей мезозойской складчатости и, в частности, образовались необычайно крупные и притом разнотипные внутриконтинентальные впадины. Магматические процессы привели к насыщению областей мезозойской складчатости интрузиями гранитоидов, достигающих нередко величайших размеров. Со всеми этими явлениями естественно можно связать формирование глубоких впадин Полярного бассейна. Таким образом, на примере Северного Ледовитого океана можно видеть, что строение земной коры, характерное для глубоководных впадин, в частности незначительная мощность сиалического слоя, может возникать в процессе тектонического развития областей, разнообразных по происхождению и первоначальному строению. Механизм подобного превращения еще неясен и по этому вопросу, как известно, высказывались различные соображения. Так, например, одна группа гипотез предполагает растворение или расплавление сиалического слоя континентального типа при погружении блоков земной коры [Белоусов, 1955; Муратов, 1957], иногда связывая этот процесс с оттоком сиалических масс к бортам впадин [Муратов, 1957]. Согласно Д. Гиллули [Gilluly, 1955], механизм этого процесса находится в связи с утонением сиалического слоя под влиянием глубинных изменений («подкоровой эрозии») в мантии Земли. Р. Беммелен [Bemmelen, 1958] первопричину этого процесса ищет в базификации сиалического слоя, вызывающую утяжеление блоков, сопровождаемое их погружением и «океанизацией» структуры. Основное значение в этом процессе, по В.В. Тихомирову [1959], имеет метасоматическое воздействие сквозьмагматических растворов, инфильтрирующихся из субстрата, и явления базификации. Возможно, что на самом деле происходят разнообразные процессы. С позиций современной теоретической тектоники можно думать, что образование впадин в Северном Ледовитом океане сопряжено с разломами земной коры. К этому приводит и анализ морфологии дна океана, выявляющий крупные линеаменты в его рельефе с резкими контрастами глубин одних участков океана по отношению к другим. Дальнейшие исследования рельефа океанического дна, а также палеогеографический анализ и геофизические наблюдения будут все больше приближать нас к пониманию интереснейших проблем, которые ставит геология Арктики. ЛИТЕРАТУРА 1. Архангельский А.Д. Основные черты тектоники северной части Атлантического океана и Арктики. Доклады АН СССР, т. 19, № 8, 1938. 2. Белов Н.А., Лапина Н.Н. Донные отложения центральной части Северного Ледовитого океана. Тр. НИИГА, т. 85, вып. 9, 1958. 3. Белоусов В.В. О геологическом строении и развитии океанических впадин. Известия АН СССР, сер. геол., № 3, 1955. 4. Вегенер А. Происхождение континентов и океанов. 1923. 5. Верещагин В.Н., Невский Г.К. Перспективы нефтегазоносности Корякско-Анадырского района Охотской нефтегазоносной области. Тр. Магаданск. н.-и. ин-та золота и ред. мет., геология, вып. 52, 1959. 6. Гаккель Я.Я. Признаки современного подводного вулканизма на хребте Ломоносова. Природа, № 4, 1958. 7. Геологическая карта Советской Арктики м. 1:2 500 000. Изд. НИИГА, 1957. 8. Геологическая карта СССР м. 1 : 2 500 000. Госгеолтехиздат, 1956. 9. Даминова A.M. Магматические формации Центрального Таймыра. Автореф. докт. дис. М., 1958. 10. Деменицкая P.M. Зависимость мощности земной коры от возраста складчатости. Советская геология, № 6, 1958. 11. Деменицкая Р.М. Методика изучения строения кристаллической части оболочки Земли. Советская геология, № 1, 1959. 12. Демокидов К.К., Романович Б.С., Бушканец Ю.С., Беляков Г.Д. Геологическое строение островов Новой Земли и острова Вайгач. Тр. НИИГА, т. 81, 1957. 13. Дибнер В.Д. Геологическое строение островов Центральной части Карского моря. Тр. НИИГА, т. 81, 1957. 14. Дибнер В.Д. Геологическое строение Земли Франца-Иосифа. Тр. НИИГА, т. 81, 1957. 15. Дибнер В.Д. Геологическое строение острова Виктории. Тр. НИИГА, т. 81, 1957. 16. Егиазаров Б.X. Геологическое описание архипелага Северной Земли. Труды НИИГА, т. 81, 1957. 17. Журавлев B.C., Гафаров Р.А. Схема тектоники северо-востока Русской платформы. Доклады АН СССР, т. 128, № 5, 1959. 18. Иванова A.M., Устрицкий В.И., Молдаванцев Ю.Е. Геологическое строение Полярного Урала и Пай-Хоя. Труды НИИГА, т. 81, 1957. 19. Ирдли А. Структурная геология Северной Америки. Изд-во ин. лит., 1954. 20. Линдберг Г.У. Четвертичный период в свете биогеографических данных Изд-во АН СССР, 1955. 21. Линден Н.А. О карте сейсмичности Арктики. В кн. Сейсмические и гляциологические исследования в период Междунар. геофиз. года. Изд-во АН CССР, 1959. 22. Лобанов М.Ф. Геологическое строение Новосибирских островов. Труды НИИГА, т. 81, 1957. 23. Лобанов М.Ф. Геологическое строение островов Врангеля и Геральда. Труды НИИГА, т. 81, 1957. 24. Марков Ф.Г., Равич М.Г., Вакар В.А. Геологическое строение Таймырского полуострова. Труды НИИГА, т. 81, 1957. 25. Муратов М.В. Проблема происхождения океанических впадин. Бюл. Моск. о-ва испыт. природы, отд. геол., т. 32, вып. 5, 1957. 26. Нужнов С.В., Ярмолюк В.А. Поздний докембрий юго-восточной окраины Сибирской платформы. Советская геология, № 7, 1959. 27. О новых советских исследованиях и открытиях в Центральной Арктике. Изв. АН СССР, сер. геогр., № 5, 1954. 28. Павловский Е.В. Краткий очерк докембрия и нижнего палеозоя Шотландских нагорий. Изв. АН СССР, сер. геол., № 6, 1958. 29. Павловский Е.В. Геологическая история нагорий Шотландии в докембрии и нижнем палеозое и роль глубинных разломов. Изв. АН СССР, сер. геол., № 7, 1958. 30. Панов Д.Г. Тектоника и происхождение Центрального полярного бассейна. Бюл. Моск. о-ва испыт. природы, отд. геол., т. 62, вып. 1, 1957. 31. Пущаровский Ю.М. Приверхоянский краевой прогиб и мезозоиды Северо-Восточной Азии. Афтореф. докт. дис. М., 1958. 32. Пущаровский Ю.М. Краевые прогибы, их тектоническое строение и развитие. Труды ГИН АН СССР, вып. 28, 1959. 33. Сакс В.Н., Белов Н.А., Лапина Н.А. Современные представления о геологии Центральной Арктики. Природа, № 7, 1955. 34. Соболевская Р.Ф. Новые данные по стратиграфии кембрийских отложений Центрального Таймыра. Труды НИИГА, т. 105, 1959. 35. Сягаев Н.А. О меловом Предтаймырском прогибе. Научн. докл. высш. школы, геол.-геогр. науки, № 4, 1958. 36. Тектоническая карта СССР. Масштаб 1:4 000 000. ГУГК, 1953. 37. Тектоническая карта СССР и сопредельных стран м. 1 : 5 000 000, 1956, и объяснительная записка к ней. Госгеолтехиздат, 1957. 38. Тихомиров В.В. Некоторые соображения о процессах, происходящих в зонах погружения земной коры. Сб. трудов Геол. ин-та АН ГрузССР, 1959. 39. Тихонов В.И. Схема тектоники южной части п-ова Камчатки. Докл. АН СССР, т. 127, № 1. 1959. 40. Трешников А.Ф. Арктика раскрывает свои тайны. (Новые данные о рельефе дна и водах Арктического бассейна). Природа, № 2, 1960. 41. Хольтедаль У. Геология Норвегии. Изд-во ин. лит., 1958. 42. Четвертичные отложения Советской Арктики. Труды НИИГА, т. 91, 1959. 43. Шатский Н.С. О тектонике Арктики. В кн. Геол. и полезн. ископ. Севера СССР. Изд-во Главсевморпути, 1935. 44. Шатский Н.С. О сравнительной тектонике Северной Америки и Восточной Европы. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1945. 45. Шатский Н.С. Гипотеза Вегенера и геосинклинали. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1946. 46. Щербаков Д.И. Первые итоги высокоширотной арктической экспедиции 1954 г. Вестник АН СССР, № 9, 1954. 47. Amand P. st.
Geological and geophysical synthesis of the tectonics of portions of 48. Bemmelen R.W. Notes sur la
geologie et le volcanisme d'Islande. Bull. Soc. Beige, geol., paleontol.
et hydrol, t.
64,
fasc.
1, 1955. 49. Bemmelen R.W.
Stromingsstelsels in den Silicaatmantel. Geol. en mijnbouw, nieuwe ser.,
Jg. 20, 1,
1958. 50. Bütler H. Das variscisch
gefaltete 51. Cowie J.W., Adams P.J. The
geology of the Cambro-Ordovician rocks of central east 52. Ellitsgaard-Rasmussen K.
Features of the geology of the folding range of Peary Land North
Greenland. Medd. Grønland, Bd.
127, 7, 1955. 53. Fortier I.O., McNair A.H., Thorsteinssоn R.
Geology and petroleum possibilities in
54.
Fränkl E. Rapport über die Durchquerung von Nord 55. Fränkl E. Weitere Beiträge
zur Geologie von Kronprins Christians Land (NE-Grönland, zwischen
80
und 80°30' N.). Medd. Grønland, Bd.
103, N. 7, 1955. 56. Fränkl E. Some general
remarks on the Caledonian mountain chain of 57. Frebold H. Geologie von
Spitzbergen, der Bäreninsel, des König Karl urid Franz-Joseph-Landes. 58. Geology and economic minerals of 59. Geology and mineral resources of 60. Geological map of 61. Gilluly J.
Geologic contrasts between continents and ocean basins. Geol. Soc.
America, Spec. Paper, vol.
62, 1955. 62. Haller J. Geologic der
Nunatakker Region von Zentral - Ostgrönland zwischen: 72°30' and
74° 10' N.
Medd. Grønland, Bd.
154, N. 1, 1956. 63. Haller J. Die
Structurelemente Ostgrönlands zwischen
74°
und 78° N. Medd. Grønland, Bd.
154, N 2, 1956. 64. Harland
W.B.
The Caledonian sequence in Ny Friesland Spitsbergen. Quart. J. Geol.
Soc. London, vol.
114,
Pt.
3,
No.
455, 1958. 65. Heywood W.W. Arctic
piercement domes. Bull. Canad. Mining and Metallurgy No.
514, 1955. 66. Holtedahl
O.
Tectonics of Arctic region. Compt. Rend.
14
Congr. Geol. 67. Holtedahl O. Norges geologi.
Norges geol. undersøk., Bd. 1, N 163, 1953. 68. Karta över Sveriges berggrund. Pre-quaternary rocks of 69. Kindle E.M. Geology of the
Arctic Archipelago and the interior plains of 70. King Ph.B. The evolution of
71. Koch L. Über den Bau
Grönlands. Geol. Rundschau, Bd.
27, 1936. 72. McWhae I.R.H.
The major fault zone of central Vestspitsbergen. Quart. J. Geol.
Soc. London, vol.
108,
Pt.
3,
No.
431, 1953. 73. Oliver J., 74. Orvin A. Outline of the
geological history of 75. Peacock J.D. Some
investigations into the geology and petrography of Dronning Louise Land,
N.E. Greenland. Medd. Grønland, Bd. 157, N. 4, 1958. 76. Smith P.S. Areal geology of
77. Sommer M. Geologie von
Lyells Land (N.E. Grönland), Medd. Grønland, Bd.
155, N. 2, 1957. 78. Stille H. Die tektonische
Entwicklung Amerikas als der Ostrahmung des Pazifik. Geotekt. Forsch.,
H. 4, 1942. 79. Stille H. 80. Taylor F. Sliding
continents and tidal forces in theory of continental drift.
1928. 81. Tectonic map of 82. Teichert C. Geology of 83. Thorsteinsson R., Tozer E.T.
Geological investigations in Ellesmere and 84. Washburn A.L.
Reconnaissance geology of portions of 85. Wilson M.E. The |
|||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
|
Ссылка на статью:
Пущаровский Ю.М. Некоторые общие проблемы тектоники Арктики. Известия Академии наук СССР. Серия геологическая. 1960, № 9, с.
15-28. |
