В статье подведены итоги многолетних отечественных и зарубежных геолого-геофизических исследований в Амеразийском суббассейне. Особое внимание уделено геологическому опробованию, изучению состава донных отложений, их изотопному датированию U/Pb методом по цирконам и сейсмостратиграфии, преимущественно по результатам работ, выполненных экспедициями «Арктика-2000», «Арктика-2005» и «Арктика-2007». Создана рабочая стратиграфическая схема. В разрезе рассматриваемого региона выделены три толщи (сверху вниз): верхнемеловая-кайнозойская, мезозойская с вулканическим комплексом мелового возраста и рифейская-палеозойская, с резким угловым несогласием перекрывающие кристаллический фундамент архейско-протерозойского возраста. Высказаны соображения о тектонической структуре и основных этапах развития Амеразийского суббассейна.

Изучение геологии донных отложений Амеразийского суббассейна, начатое в 2000 г. на геотраверзе «Арктика-2000», прошедшем через поднятие Менделеева и сопряженные с ним части впадин Менделеева и Подводников, а также на основе имевшихся на то время данных отечественных и зарубежных полярных станций показало, что их грубообломочная часть, обычно называемая донно-каменным материалом (ДКМ), имеет местные источники. Происхождение ДКМ связано с абразией коренных пород дна или с перемывом и переотложением продуктов их деструкции в процессе развития осадочного бассейна. Генетически обломочный материал относится к эллювиально-делювиальным образованиям. Воссозданный по результатам литолого-петрографического изучения ДКМ формационный состав исходных пород свидетельствует о принадлежности их к платформенным образованиям. Это не согласуется с концепцией ледовой доставки обломочного материала в Амеразийский суббассейн из районов Северной Гренландии и Канадского архипелага, представляющих Иннуитскую складчатую систему. Результаты исследований этого этапа изложены в научных отчетах по теме «Внешняя граница континентального шельфа» (ответственный исполнитель В.А. Поселов) и нескольких публикациях [Кабаньков и др., 2004; 2006; 2008].

Последующее изучение литологии донных осадков, проводившееся геолого-геофизической экспедицией «Арктика-2005» на южной части поднятия Менделеева и геолого-геофизической экспедицией «Арктика-2007» на южной (Российской) части хребта Ломоносова, дало новые материалы, уточнившие представления о происхождении ДКМ всего суббассейна и показали важность его для воссоздания геологической истории этого региона. Большое значение имели сейсмические исследования ГСЗ и MOB, проведенные отечественными и зарубежными исследователями, а также геологическое опробование донных осадков, проведенное американскими геологами в 2006-2008 гг. в Канадской котловине и в пограничных ее зонах и поднятиях Нордвинд, Менделеева, Альфа. Некоторые результаты этих работ были использованы в наших исследованиях.

В данной статье подведены итоги геологического изучения собранного нами ДКМ, послужившего основой для опорных разрезов Центрально-Арктических морфоструктур (рис. 1). Эти разрезы в совокупности с сейсмическими данными и данными глубоководного бурения стали базой для рабочей стратиграфической схемы Амеразийского суббассейна, определения основных черт его геологического строения и воссоздания некоторых особенностей его геологической истории.

Рабочая стратиграфическая схема Амеразийского суббассейна

Стратиграфическая схема состоит из четырех подразделений, три из которых выделены в ранге толщ без географических названий. Они датируются поздним мелом - неогеном, мезозоем, рифеем - палеозоем. К четвертому отнесен комплекс вулканитов нижнего-верхнего мела. Все подразделения, кроме одного (позднемелового - неогенового), не имеют надежных типовых разрезов. Они составлены из частных данных разной стратиграфической значимости и, таким образом, отвечают категории разрезов стратиграфической местности. Исключение представляет верхняя толща, обеспеченная разрезом скважины АСЕХ-302 [Backman et al., 2006]. Однако и этот разрез не отвечает классическому образу стратотипа, поскольку нижняя граница его литологически не определена, а устанавливается сейсмически - по рубежу резкого изменения пластовых скоростей.

Верхнемеловая-неогеновая (верхняя) толща (K₂ - N)

Верхняя толща на всю ее мощность вскрыта скв. АСЕХ-302 в приполюсной части хребта Ломоносова, пробуренной до глубины 428 м от поверхности дна. Она подразделяется на четыре литологических комплекса: U_l, U₂, U₃, U₄ [Backman et al., 2006] и соответствует сейсмокомплексам LR-3, LR-4, LR-5, LR-6. Разрез этой скважины служит стратотипом верхней толщи (рис. 1).

До глубины 405 м разрез скважины сложен глинами с небольшой примесью песчано-алевритового материала, сравнительно редкой галькой и гравийными обломками кварцевых песчаников и аргиллитов и расчленяется на три литологических комплекса: U_l, U₂, U₃. Возраст этой части позднепалеоценовый - плейстоценовый. Нижняя часть разреза скважины, в интервале 405-428 м, соответствующая четвертому литологическому комплексу U₄, пройдена без выхода керна, кроме последних трех метров. Возраст ее позднемеловой-палеоценовый.

При детальной стратиграфической разбивке разреза скв. 302 возникли две основные проблемы, касающиеся датировки интервала 190-220 м, соответствующего пятому (U_1/5) и шестому (U_1/6) подкомплексам первого литологического комплекса (U₁) и четвертого комплекса (U₄). По мнению И. Бекмана [Backman et al., 2008], в интервале 190-220 м проходит крупное региональное несогласие, из разреза выпадают осадки позднего эоцена, олигоцена и раннего миоцена, что по времени соответствует 26 млн лет. Граница несогласия проходит в основании подкомплекса U_1/5, характеризующегося косослоистыми текстурами. Мощность его равна 6 м, в литературе он известен как горизонт «зебра» и соответствует, по мнению многих исследователей [Буценко и Жолодз, 2010; Петров и др., 2010; Backman et al., 2008], началу формирования глубоководных олигоцен - плейстоценовых осадков.

Иной точки зрения придерживаются канадские геологи [Poirier & Hillaire-Marcel, 2009], занимающиеся исследованием распределения радиогенного осмия в разрезе скв. 302. Они считают, что граница мелководных и глубоководных осадков проходит ниже шестого (U_1/6) подкомплекса, что больше согласуется с литологическим расчленением, проведенным в процессе проходки скважины, когда U_1/6 был включен в состав U₁.

Б.И. Ким и З.И. Глезер [2007], переинтерпретировавшие опубликованные первичные палеонтологические материалы бурения, выделяют в указанном выше 190-220-метровом интервале позднеэоценовые и раннеолигоценовые отложения, что резко, более чем в 2 раза, сокращает длительность перерыва.

Если рассматривать проблему регионального перерыва не с палеонтологической, а с геологической позиции, то мы не найдем ни одного факта, подтверждающего эту концепцию. Исключительное однообразие состава и фракционной структуры осадков всей 405-метровой части разреза свидетельствует о стабильности тектонического режима в период его формирования, неизменности источников исходного материала и о полноте разреза. Если учитывать высказанное выше мнение о границе мелководных и глубоководных осадков, расположенной ниже основания горизонта «зебра», по которому устанавливается несогласие, то следует признать, что региональный перерыв формировался в необычной обстановке - в период общего погружения, тогда как такого рода структуры типичны для этапа общего воздымания региона.

Горизонт «зебра» с его косослоистыми текстурами и текстурами оползания осадков, но с таким же составом, что и выше- и нижележащие отложения, представляет, по нашему мнению, не более чем эпизод в жизни самого бассейна, свидетельствующий об изменении только его гидродинамического режима. Причина этого изменения, возможно, связана с глыбовыми обрушениями и началом формирования глубоководных котловин, что сказалось на режиме и экологической обстановки в бассейне, повлияло на развитие биоты и появление новых форм микроводорослей, стратиграфическое значение которых пока еще не определено однозначно. Этим, может быть, и объясняются различия в приведенных выше стратиграфических схемах.

Тектоническая активизация на границе палеоген-миоценового времени не могла не отразиться на процессе седиментогенеза и, соответственно, сейсмической структуре формировавшихся в то время осадков. Локальные размывы, особенно на крутых склонах подводных возвышенностей, весьма вероятны и подобны тем, что характерны для Альфа-Менделеевской морфоструктуры (см. далее).

Вторая проблема касается датировок и строения нижней части разреза скважины (интервал 405-428 м), выделяемой как четвертый (U₄) литологический комплекс, пройденный почти на всю его мощность без отбора керна. Мы можем судить о составе только трех призабойных метров разреза, охарактеризованных керном, представленным темно-серыми глинами и песками с остатками раковин фораминифер позднемелового возраста.

Не охарактеризованная керном 20-метровая часть разреза, возможно, состоит из песка, который был вынесен вместе со шламом в процессе проходки скважины. Если это так, то нижняя часть разреза резко отличается от вышележащих осадков и может быть выделена в самостоятельное литологическое подразделение - нижнюю подтолщу. Ее возраст может быть датирован не точнее чем поздний мел-палеоцен, поскольку границ ни с подстилающими, ни с перекрывающими отложениями не наблюдалось, а сама она содержит только позднемеловые формы в основании. Верхняя возрастная граница определяется исходя из того, что выше по разрезу, в интервале 405 м, обнаружены позднепалеоценовые микроводоросли, а нижняя, учитывая состав остатков микрофауны, датируется поздним мелом.

Если исходить из предполагаемого песчаного состава нижней толщи, можно считать ее базальным горизонтом позднемелового седиментационного цикла, несогласно перекрывающим подстилающие отложения различного возраста. Резкий скачок пластовых скоростей на этом уровне с 2,2 до 4,0 км/с дает основание предполагать структурное несогласие в основании верхней толщи.

В пределах Альфа - Менделеевской морфоструктуры верхнемеловая - неогеновая толща ни в естественных выходах, ни в обломках не наблюдалась, но хорошо выделяется в сейсмическом поле регулярными отражениями и низкими пластовыми скоростями. Так на поднятии Менделеева граница ее совпадает с кровлей пород, составляющих акустический фундамент со слабо выраженными рефлекторами и соответствует резкому скачку пластовых скоростей от 1,7 до 5,0 км/с. Нижние слои толщи заполняют эрозионные и тектонические впадины в фундаменте, резко облекая их склоны или так же резко контактируя с высокими крутыми выступами (рис. 2, 3). Абрадируемый материал этих выступов представлял ДКМ в миоценовом бассейне, а впоследствии перемывался и служил источником современных грубообломочных осадков.

Судя по сейсмическим данным [Bruvoll et al., 2010; Dove et al., 2010], верхняя (верхнемеловая - неогеновая) толща этой морфоструктуры подразделяется на две подтолщи. Верхняя, на большей части территории характеризующаяся прекрасно выраженными горизонтальными регулярными отражениями, вероятно, состоит из тонко отмученного глинистого материала, мощность ее 200-250 м. Нижняя подтолща не имеет столь же хорошо выраженной линейности сейсмической структуры. На ряде участков видно, что рефлекторы в нижней части подтолщи разбиты мелкими нарушениями, затухающими у подошвы верхней (рис. 3). В некоторых случаях видно, что она срезана осадками с гомогенной структурой, вероятно, связанными с действием придонных течений в более позднее время. Мощность нижней подтолщи 200-250 м, но в тектонических впадинах акустического фундамента она возрастает в два раза.

На сейсмических профилях видно, что подтолщи имеют в общем согласные взаимоотношения. Однако на склонах возвышенностей, особенно высоких и крутых, наблюдаются местные размывы, а в отдельных случаях даже полное срезание пластов вышележащими осадками.

На поднятии Нордвинд для верхней толщи также характерны низкие (1,6-2,8 км/с) пластовые скорости. Состав ее исключительно глинистый. В поле развития осадков верхней толщи встречаются позднемеловые палеонтологические остатки [Grantz et al., 1998] морского типа. Это дает основание предположить, что данная территория относится уже к другой фациальной области. Мощность толщи, судя по сейсмическим данным, не менее 500 м.

Взаимоотношение ее с подстилающими отложениями не установлено; возможно, они связаны постепенным переходом, так как более древние осадки района поднятия Нордвинд представлены фациями открытого моря.

Аналоги верхней толщи есть и на Канадской части хребта Ломоносова. Судя по сейсмическим данным, там она выделяется регулярными отражениями и низкими (до 2,2 км/с) пластовыми скоростями. Мощность ее на северной части профиля, на широте 84°, не превосходит 200-300 м [Jackson et al., 2010].

Вулканогенный комплекс (βК_1-2)

Одним из элементов стратифицированного разреза Амеразийского суббасейна являются вулканогенные образования. Изучены они очень слабо. Это относится и к масштабам проявления вулканизма, и к размерам и формам тел вулканитов. Не известны непосредственные контакты с другими подразделениями, так что не ясно их точное место в разрезе. Условно мы считаем, что они непосредственно подстилают позднемеловые-кайнозойские отложения и потому рассматриваются на этом уровне.

Если исходить из состава поднятых проб вулканитов, обнаруженных при опробовании донных осадков драгами в двух пунктах на севере и на северо-западе поднятия Альфа и в нескольких пунктах в пограничных районах поднятий Альфа, Менделеева, Нордвинд и Канадской котловины, можно предположить, что они не имеют широкого распространения и связаны только с зонами крупных разломов, разделяющих названные морфоструктуры. При определении масштабов проявления вулканизма следует иметь в виду еще и то, что среди развалов обломков пород, прослеженных на сотни километров в пределах Альфа-Менделеевской морфоструктуры и на хребте Ломоносова, обломки базальтов не обнаружены. Исключение составляют четыре обломка базальтов на отроге Геофизиков [Рекант и др., 2012]. Сейсмические исследования также не выявили каких-либо структур, которые можно было бы интерпретировать как тела вулканогенного происхождения.

Однако локализация проявлений вулканитов только в разломных зонах не согласуется с высокой магнитной активностью значительной площади Амеразийского суббассейна. Пока нет других объектов, с которыми можно было бы ее связывать, если не допустить слабо обоснованное предположение о наличии магматической провинции LIP (Lange Igneous Province) непосредственно под позднемеловыми - кайнозойскими осадками или магнитных пород в составе кристаллического фундамента. Таким образом, и природа магнитных аномалий, и площадное распространение вулканитов пока достоверно не установлены.

Петрологически вулканиты наиболее детально изучены на севере и северо-западе хребта Альфа [Jokat et al., 2007; Wagoner et al., 1986]. Судя по результатам этих исследований, вулканиты представлены щелочными базальтами. По мнению первого из упомянутых исследователей (Вильфред Йокат), происхождение их связано с бурным (фреатомагматическим) извержением в условиях мелководья, что исключает и островодужную природу, и океаническое происхождение. Он полагал, что вулканиты Амеразийского суббассейна всего лишь «след» горячей точки. В. Йокат и его коллеги считают, что вулканиты все же скорее относятся к океаническим, нежели к континентальным образованиям [Jokat et al., 2007].

Возраст базальтов, судя по данным Ar/Ar метода, позднемеловой, датировки их находятся в интервале 90-112 млн лет.

Помимо излившихся разностей базальтов, на восточном борту поднятия Нордвинд в составе донно-каменного материала обнаружены обломки кислых туфов позднемелового возраста и пепловый материал в составе рыхлых осадков [Grantz et al., 1998]. И там же в процессе работ СП-31 подняты обломки микрофельзитов, представляющих, возможно, жерловую фацию вулкана, продукты извержения которого наблюдаются в составе мезо-кайнозойских отложений.

Мезозойская толща (MZ)

Вторая толща рассматриваемой стратиграфической схемы состоит из темноцветных алевролитов и аргиллитов, коренной выход которых наблюдается в приполюсном районе хребта Ломоносова, а развалы обломков установлены на значительной его площади. Здесь же найден обломок мезозойской древесины (обр. ALR07-18C). Этот район и является стратотипической местностью второй толщи.

Детали строения толщи не могут быть установлены, поэтому разрез ее дается в самом общем виде. Сложена она темноокрашенными алевролитами, вероятно, в основном континентального типа, полимиктового состава, с углистой крошкой и остатками разновозрастных полиморфид, среди которых определены руководящие юрско-меловые формы [Grantz et al., 2001], аргиллитами, в мацерате которых найдены обугленные остатки древесины хвойных (обр. ALR07-18C), по заключению Л.А. Фефилофой, предположительно верхнепалеозойского возраста. В рыхлом материале пробы, взятой в точке Северного полюса [Петров и др., 2010] и в алевролитах коренного выхода они, вероятно, названы угольной крошкой. На этой площади в четвертичных отложениях обнаружен обломок древесины, по заключению Д.В. Громыко, юрско-мелового возраста. Исходя их этих данных, возраст второй толщи определен не точнее чем мезозойский. Судя по многочисленным переотложенным органическим остаткам разной систематической принадлежности в алевролитах и аргиллитах, эта толща залегает с размывом на подстилающих ее разновозрастных породах.

Мощность второй толщи можно оценить только приблизительно. По сейсмическим данным, в пределах территории занятой развалами обломков этой толще, комплекс пород с высокими (5,0 км/с и более) пластовыми скоростями установлен на небольшой глубине (до 500 м) по разрезу. Следовательно, на долю данной толщи приходятся первые сотни метров.

В пределах Альфа-Менделеевской области отложения мезозойской толщи не установлены. Здесь, как это следует из сейсмических данных [Bruvoll et al., 2010; Dove et al., 2010], осадки рыхлого чехла позднемелового - неогенового возраста с глубоким размывом перекрывают подстилающие породы, сложенные породами палеозойско-рифейского возраста. Это свидетельствует о длительном высоком стоянии и значительном размыве Альфа-Менделеевской области в предпозднемеловое время. Однако полностью исключить их из разреза пока нельзя. Может быть, во впадинах эрозионного или тектонического типа реликты их сохранились, и с ними связаны более низкие, чем 4,5-5,0 км/с, пластовые скорости.

В пределах поднятия Нордвинд мезозойская толща устанавливается по сейсмическим данным [Косько и др., 2002], а также по высыпкам на дне сравнительно плотных мелких обломков песчано-глинистого состава. Для второй толщи характерна более высокая, по сравнению с первой толщей, степень литификации осадков и пластовые скорости равные 3-4 км/с. Возраст ее определяется по палеонтологическим остаткам юрского и триасового возраста [Grantz et al., 1998], найденным в полях развалов обломков пород. Мощность данной толщи в районе поднятия Нордвинд, судя по сейсмическим данным, не меньше одного километра.

На Канадской части хребта Ломоносова вторая толща выделяется по сейсмическим данным. К ней следует отнести второй сейсмокомплекс [Jackson et al., 2010], характеризующийся пластовыми скоростями 3,1-3,2 км/с и изменчивой мощностью. В пределах северной части сейсмопрофиля, на широте 84°, мощность ее 400-500 м, затем постепенно увеличивается в южном направлении до двух километров, а на участке резкого подъема кристаллического фундамента выклинивается. Залегает она несогласно на палеозойских отложениях и кристаллическом фундаменте.

Рифейская - палеозойская толща (RF-Pz)

Третья толща резко выделяется составом и сейсмической структурой. Обломки слагающих ее пород встречаются повсеместно в пределах области Центрально-Арктических морфоструктур, но наиболее детально они изучены на поднятии Менделеева, которое и является ее стратотипической местностью. Здесь на склонах горы им. НЭС «Академик Федоров» (г. Шамшура) и на южной части поднятия получены данные по стратиграфии, литологии, формационным особенностям слагающих ее пород и подстилающих метаморфических образованиях кристаллического фундамента.

В пределах стратотипической местности подавляющая часть ДКМ (до 90-95%) представлена осадочными породами, 5-6% - изверженными, единичными обломками гранитогнейсов, кристаллических сланцев, роговиков. Осадочные породы представлены карбонатными и терригенными разностями, соотношение которых по площади меняется. На севере поднятия, на широте 82°, преобладают (до 50%) доломиты и известняки (15-20%), а терригенные породы составляют не более 30%. Южнее известняки встречаются в виде единичных обломков, а поля развалов состоят из доломитов, песчаников и алевролитов. При этом, степень диагенетического преобразования пород на севере и на юге разная.

Это соотношение различных по составу и степени преобразования пород на севере и юге поднятия дает основание предположить, что источником ДКМ служили разные комплексы, и на этом основании судить о строении разреза коренных пород. На севере источником был комплекс диагенетически слабо преобразованных доломитов, песчаников, алевролитов и известняков с остатками палеозойской фауны. В распределении фаунистических остатков выявлена определенная закономерность. У подножья горы им. НЭС «Академик Федоров» (г. Шамшура) в породах определены формы позднесилурийского - раннедевонского возраста, несколько выше по склону - среднекаменноугольного, а еще выше, у самой вершины, - раннепермского. Это дает основание предполагать: а) на склоне горы выходят коренные породы; б) залегают они полого, что согласуется с невысоким (2-3) коэффициентом окраски конодонтов, обнаруженных здесь же в обломках (подобный коэффициент окраски характерен для конодонтов платформенных областей).

По высыпкам обломков можно воссоздать разрез коренных пород этого участка и приблизительно определить его мощность. Она, вероятно, не менее 500-600 м, что, в общем, соответствует высоте горы. О низкой степени преобразования пород исходного комплекса свидетельствуют сохранившиеся в цементе первичные глинистые минералы.

На юге поднятия Менделеева источником ДКМ был комплекс кварцитопесчаников, кварцевых песчаников, алевролитов и доломитов при некотором преобладании последних, характеризующихся сравнительно высоким уровнем диагенетического преобразования и большей плотностью, чем породы на севере этой морфоструктуры. Здесь обломочный материал песчаников подвергался сильной коррозии, растворению и внутрипластовому переотложению кремнезема выполнявшего поры, образуя регенерационные оторочки вокруг кварцевых зерен, создавая структуры типа гранобластовой. Первичный глинистый цемент превращался в мелкоагрегатный серицит. Эта толща по составу и уровню преобразования близка позднедокембрийским (рифейским) отложениям чехлов древних кратонов, что дает основание условно датировать ее рифеем. О ее возрасте, также предположительно, можно судить и по датировкам (800 млн лет) базитов, обломки которых встречаются вместе с доломитами и кварцито-песчаниками. Они, вероятно, слагали пластовые тела в этой толще.

По трем образцам базитов (AF-05-D11-32, AF-05-D11-31, AF-05-D26) измерениями в шлифах получены значения возраста цирконов - 776, 814 и 790 млн лет. Из раздробленного образца AF-05-D11-31 были выделены цирконы, датированные 2662±12 и 1958±57 млн лет, что близко к значениям, полученным из гранитогнейсов. Это дает основание предполагать, что такие кристаллы имеют ксеногенное происхождение и были захвачены базитовой магмой при движении ее к поверхности. Из этих датировок следует, что уже в рифейское время эта территория представляла древнюю континентальную структуру.

Приблизительная мощность комплекса, послужившего источником ДКМ на южном участке, не менее 600 м, что в общем соответствует высоте возвышенностей, на склонах которых были собраны обломки пород.

Общая мощность рифейско-палеозойских отложений поднятия Менделеева приблизительно 2000-2500 м. При оценке мощности мы учитывали данные по родственным структурам: поднятию Нордвинд, где установлены в значительном объеме отложения палеозоя [Grantz et al., 1998], мощностью не менее 1500 м; поднятию Альфа, где были найдены остатки фауны позднего палеозоя [Шварцахер и Ханкенс, 1964], а также южной части Чукотского плато, где крупномерный материал на 72% состоит из обломков карбонатов и на 22% - из песчаников [Кроми, 1964].

Оба комплекса исходных пород по происхождению очень близки и составляют единый формационный тип отложений рифейско-палеозойского возраста, сходный с чехольными образованиями древних платформ Северной Америки, Азии. Они не имеют ничего общего с породами Северной Гренландии и Канадского Арктического архипелага, составляющими Иннуитскую складчатую систему, формационный состав которых типичен для тектонически подвижных структур. Следовательно, породы указанных выше районов не могли служить источниками ДКМ Амеразийского суббассейна. Этот вывод согласуется с данными о пространственном распределении грубообломочного материала, подавляющая часть которого связана с поднятиями и практически совсем отсутствует в котловинах. Это показали и наши исследования, и данные американских геологов [Карсола и др., 1964], проводивших работы на юге Канадской котловины. По мнению последних, там «...принесенные льдом валуны отсутствуют» (стр. 331). Но на севере котловины крупномерные обломки установлены там, где, судя по сейсмике, на дне выходят породы акустического фундамента (того же типа, что и на поднятии Менделеева); они и дают развалы грубообломочного материала.

Рифейско-палеозойская толща представляет собой акустический фундамент, с глубоким размывом перекрытый позднемеловым - кайнозойским чехлом рыхлых осадков. О характере несогласия можно судить по сейсмическим профилям [Bruvoll et al., 2010; Dove et al., 2010]. Верхняя часть толщи (очевидно, палеозойская), охарактеризованная по обломкам, драгированным в северной части поднятия Менделеева, отличается на сейсмозаписи наличием сравнительно устойчивых слабо наклонных прямолинейных или пологоволнистых рефлекторов, которые пропадают в более древних отложениях. Эти различия связаны, возможно, с тем, что в породах палеозойского возраста сохранилась первичная расслоенность. Более глубокие части толщи, очевидно подвергшиеся интенсивному блоковому дроблению, не имеют четких отражений на сейсмозаписях. В составе пород нижней части толщи, отнесенной нами к рифею, судя по обломкам, драгированным в южной части поднятия Менделеева, преобладают существенно диагенетически преобразованные терригенные породы (кварцито-песчаники), отличающиеся высокой плотностью, по физическим параметрам близкие к доломитам, что придает толще однородное строение.

Из кварцевых песчаников третьей толщи было получено свыше 300 датировок детритных цирконов из 8 образцов. Три из них были взяты в районе горы им. НЭС «Академик Федоров» (г. Шамшура), пять - южнее 79°с.ш. В образцах из разных пунктов намечается незначительное различие в древних датировках.

Главное различие в датировках северной и южной групп образцов - это появление в составе первой сравнительно многочисленных кристаллов раннепалеозойского и редких раннемезозойского возраста. В образцах из южной группы преобладает возраст в интервале 1600-1000 млн лет. По значениям и характеру распределения возраста цирконов в образцах из северной части поднятия отмечается сходство с пробой, отмытой из современных глинистых отложений южной (Российской) части хребта Ломоносова, взятых на борту отрога Геофизиков [Рекант и др., 2012]. Там основная часть цирконов (до 80%) имеет позднепалеозойско-мезозойский возраст.

Возрастные датировки цирконов U-Pb методом, полученные американскими геологами по четырем образцам ДКМ на севере поднятия Нордвинд, укладываются в интервалы 430-900 млн лет и 1500-2800 млн лет (Стендовый доклад К. Brumley, Е. Miller et al. по результатам работ 2008-2009, 2011 гг.), что близко к значениям, полученным на поднятии Менделеева.

Геологическое значение приведенных радиогенных датировок детритовых цирконов пока не ясно. Тут возникает несколько вопросов. Некоторые исследователи полагают, что в глубоководной части Американского суббассейна присутствуют посткаледонские образования, и именно они являются источником позднепалеозойских и раннемезозойских цирконов. Однако все обломки пород, из которых были извлечены и датированы цирконы, образованы за счет типично платформенных отложений. Их формационный состав определяется условиями накопления обломочного материала в мелководных бассейнах с необычно высокой динамикой среды, способствующей сортировке и хорошей обработке исходного материала. Морфология изученных зерен цирконов ярко иллюстрирует такие условия и свидетельствует о длительности процесса формирования содержащих их осадков, что характерно только для древних платформ и только в рифейско-палеозойское время. Следовательно, цирконы в данном районе не должны быть моложе вмещающих их осадков.

Кроме того, нужно иметь в виду и то обстоятельство, что обломки кварцевых песчаников, из которых были выделены цирконы; встречаются совместно с обломками песчанистых известняков с фауной среднего-позднего палеозоя.

Что касается молодых, мезозойских, в том числе и позднемеловых датировок цирконов, то снова возникает проблема их источников. Если цирконы только магматического происхождения, то мы должны искать их источники на северо-востоке Азии, где сравнительно широко развит молодой гранитный магматизм. И снова встает проблема транспортировки обломочного материала, еще более далекой, чем это было в случае предполагаемого ледового выноса обломков из прибрежных районов Северной Гренландии и Канадского архипелага.

Аналоги рифейско-палеозойской толщи есть и на Российской части хребта Ломоносова. Здесь обнаружены обломки кварцевых песчаников, алевролитов, доломитов и известняков, сходных с обломками пород поднятия Менделеева. Из образца кварцевого алевролита (ALR07-18C) были выделены и локально датированы 50 кристаллов детритных цирконов. Диапазон изменения их U-Pb датировок широк и варьирует от 200 млн лет до 2500 млн лет, причем несколько преобладают значения в пределах 2000-1600 млн лет.

Из современных отложений хребта Ломоносова, в частности, на западном склоне отрога Геофизиков, были отмыты три пробы цирконов [Рекант и др., 2012]. Одна из них, взятая с глубины 505-507 см, по характеру распределения возрастов цирконов близка образцу ALR07-18С и образцам поднятия Менделеева. В пробах с глубины 12-14 и 703-705 см подавляющая часть кристаллов имеет позднепалеозойско-мезозойский возраст, и лишь отдельные обломки датируются рифеем и протерозоем.

К аналогам рифейско-палеозойской толщи следует отнести развитые на Канадской (Пригренландской) части хр. Ломоносова третий и четвертый сейсмокомплексы с пластовыми скоростями 4,3-5,2 км/с и 5,4-5,9 км/с. [Jackson et al., 2010]. Третий - датируется палеозоем, четвертый показан как комплекс метаосадочных пород без возрастной привязки. Они могут быть сопоставлены с подтолщами третьей толщи поднятия Менделеева.

Кристаллический фундамент

Рассмотренный стратифицированный комплекс отложений залегает на глубоко метаморфизованных породах кристаллического фундамента, обломки которых обнаружены в нескольких пунктах Амеразийского суббассейна. Однако только в трех из них они изучены петрографически и радиологически. Метаморфические породы представлены преимущественно гранитогнейсами и реже - кристаллическими сланцами. Это соотношение, вероятно, отражает состав кристаллического фундамента Амеразийского суббассейна.

Гранитогнейсы, обломки которых обнаружены на поднятии Менделеева и вблизи Северного полюса, средне-мелкозернистые, часто катаклазированные, состоят, в переменном соотношении, из калиевых полевых шпатов, плагиоклазов, кварца и слюд. Изотопное датирование U-Pb методом цирконов, выделенных из образцов AF-05-24D и AF-05-26D, показало, что возраст их находится в интервалах 2616-2271 млн лет, 2615-2339 млн лет; из образца В-299 - 2659-1872 млн лет. Самый молодой возраст цирконов из гранитогнейсов, поднятых в точке Северного Полюса, находится в интервале 2221-2492 млн лет, самые древний - 2954-2987 млн лет [Петров и др., 2010].

На поднятии Альфа были обнаружены пестроцветные песчано-алевритовые осадки с обломками милонитов, состоящих из кварца, кислых плагиоклазов и калиевых разностей полевых шпатов. Эти осадки, вероятно, представляют кору выветривания гранито-гнейсов. По данным Ar/Ar датировок возраст полевых шпатов из этих осадков не моложе 1800-1900 млн лет [Clark et al., 2000].

Кроме участков, где установлен возраст гранитогнейсов, подобное образования предполагаются, исходя из сейсмических данных, на Канадской части хребта Ломоносова [Jackson et al., 2010]. Возможно, эти кристаллические породы, как и массив Пирия, являющийся кристаллическим фундаментом Иннуитской складчатой зоны, сложены гранитогнейсами и представляют часть обширной древней структуры.

Породы, которые предварительно диагностируются как кристаллические сланцы, известны только на южной (Российской) части хребта Ломоносова - западном борту отрога Геофизиков [Рекант и др., 2012]. Здесь из одного бокскорера отмыты десятки мелких обломков, значительная часть которых представлена метаморфическими породами, сильно раздробленными и выветрелыми. Это полевошпат-кварцевые, с переменным содержанием слюд породы, со следами интенсивного бластеза и катаклаза, с не очень четко проявленной сланцеватостью, напоминающие и гнейсы, и кристаллические сланцы, а также обломки мелкоплойчатых типичных сланцев биотит-мусковитового состава. Все указанные разности пород отличаются от описанных ранее гнейсогранитов более интенсивным проявлением процесса бластеза и возрастом цирконов. Из них были отобраны и радиогенно изучены три образца, предварительно определенные как гнейсы. Выделенные из образца ALR07-16B-065 цирконы имеют самый молодой возраст, интервал его значений 407±5 - 448±4 млн лет. Близок возраст цирконов и в образце ALR07-16В-009, он находится в пределах 571±7 - 688±5 млн лет. Существенно отличается образец ALR07-16B-004, из которого получена одна датировка, равная 1137±13 млн лет.

Положение данного блока в системе кристаллического фундамента Амеразийского суббассейна не ясно. Судя по составу и петрографическим структурам, это могли быть метаморфические породы, активизированные, существенно преобразованные в зоне крупного разлома, отделяющего палеоплатформу и складчатые образования в один из этапов палеозойского тектогенеза. Обнаруженные в указанной зоне цирконы позднерифейско-раннепалеозойского возраста, может быть, являются новообразованными в процессе реоморфизма.

Одна из таких структур, пересекающая в северо-западном направлении хребет Ломоносова в районе Северного полюса, описана в работе [Поселов и др., 2010].

Тектоническая структура Амеразийского суббассейна и некоторые особенности геодинамики

Анализ результатов обработки материалов геологического опробования свидетельствует о том, что донные осадки области Центрально-Арктических морфоструктур характеризуются удивительно однообразным составом, особенно их грубообломочной части. Это дает нам основание предполагать, что источником грубообломочного и части песчано-глинистого материала служил один и тот же комплекс пород, состоящий из высоко зрелых терригенных осадков и карбонатных отложений лагунного типа. Судя по однообразию состава и фракционной структуры терригенных осадков, накапливались они в условиях стабильного тектонического режима. В палеогеографическом плане это был мелководный морской бассейн с переменной обстановкой. Временами она была динамичной, способствующей глубокому химическому распаду исходных пород, высокой механической обработке, хорошей сортировке обломочного материала и периодически сменявшаяся сравнительно спокойной обстановкой, характерной для карбонатных лагун. Подобные условия формирования осадков типичны для древних платформенных структур Северной Америки и Азии.

Бассейн, в котором накапливались рифейско-палеозойские осадки, вероятно, был только частью обширной акватории, занимавшей всю территорию соответствующую современному Полярному бассейну. По сейсмическим данным акустический фундамент, состоящий из рифейско-палеозойских пород, прослеживается далеко на восток от Альфа-Менделеевской морфоструктуры в пределы Канадской котловины, где выходы их, судя по тезисам доклада Д. Хатчисон и ее коллег (2009), были установлены на дне. Не исключено, что подобный комплекс пород прослеживается на запад от хребта Ломоносова.

Таким образом, вся территория современного Полярного бассейна в рифейско-палеозойское время была занята мелководным бассейном, а в тектоническом плане представляла обширный континентальный блок именуемый Восточно-Арктической палеоплатформой [Кабаньков и Андреева, 2006]. Пространственно часть его соответствует области Центрально-Арктических морфоструктур и сопредельных территорий, занятых формационным комплексом типично платформенных образований. Границы этого древнего блока совпадали с зоной перехода платформенных образований к формациям флишоидов, граптолитовых сланцев и других, характерных для тектонически подвижных областей, представляющих Иннуитскую, Чукотско-Новосибирскую, Североземельскую складчатые системы, образующие почти замкнутое кольцо по периферии Полярного бассейна (рис. 4). Н.П. Херасковым [1963] они выделялись как Арктический складчатый пояс, а Б.Х. Егиазаровым, специально занимавшимся складчатыми образованиями Полярного бассейна, этой структуре придавалось особое глобальное значение и именовалась она - Арктиды [Тектоническая карта…, 1978].

Фундамент континентальной структуры состоял из глубоко метаморфизованных пород позднеархейско-раннепротерозойского возраста, представленных гранитогнейсами и кристаллическими сланцами. Обломки их встречаются в донных осадках на юге хребта Ломоносова, в Альфа-Менделеевской морфоструктуре и по сейсмическим данным предполагаются на Канадской (Пригренландской) части хребта Ломоносова.

Тектоническая структура Амеразийского суббассейна сформировалась в несколько этапов. Геодинамически она связана с коллизией и жестким взаимодействием главных континентальных плит Северной Америки, Азии и Восточной Европы, дрейфовавших в северном направлении, с упомянутой ранее Восточно-Арктической палеоплатформой. Их столкновения и всестороннее сжатие палеоплатформы вызывали ее дробление и широкое проявление разнообразных по форме (в том) числе дугообразных, разрывных нарушений и образование системы тектонических блоков, унаследовано развивающихся до настоящего времени. Такой характер структуры, возможно, является одной из специфических особенностей тектогенеза Полярной области, отличающей ее от других территорий более низких широт.

В упомянутой ранее зоне прогибов, обрамляющей континентальный блок, прошло несколько этапов активизации, периодически захватывавших краевые части палеоплатформы, наращивая к северу складчатые образования. К ним относятся структуры о. Врангеля [Остров Врангеля…, 2003]. Та же часть древнего континентального блока, которая сохранила первичные особенности кратона, совпадающая с областью Центрально-Арктических морфоструктур, представляет современную платформу, за которой остается название Гиперборейская платформа Шатского - Пущаровского [Шатский, 1935; Пущаровский, 1960; 1976]. Общий характер ее строения показан на геологическом разрезе (рис. 5), а слагающие ее породы образуют изолированные поля, показанные на актуализированной геологической карте 1:5 000 000 масштаба Амеразийского суббассейна.

Позднепалеозойско-допозднемеловой этап развития воссоздать в деталях невозможно вследствие отсутствия достаточных данных. Судя по отрывочным материалам, западная часть Амеразийского суббассейна развивалась как континентальная область, восточная - в режиме открытого морского бассейна, а центральная - значительное время подвергалась размыву. Для всей этой территории суббассейна и смежных районов начиная с конца позднего палеозоя характерно резкое изменение режима осадконакопления: на смену терригенно-карбонатным фациям приходят преимущественно глинистые осадки.

Особое место в формировании тектонической структуры Амеразийского суббассейна занимает предпозднемеловой этап активизации, охвативший обширные территории Полярного бассейна и смежные районы, характеризующийся общим воздыманием, глубоким размывом, дальнейшим усложнением блокового строения и основным вулканизмом центрального типа. Особенно значительному размыву подверглась Альфа-Менделеевская структура, длительное время унаследовано развивавшаяся как поднятие. Потому-то здесь отсутствуют мезозойские отложения. Сопряженные с этой структурой унаследовано сохранившие тенденцию к погружению территории развивались по типу бассейнов. В современном плане они соответствуют котловинам.

Современная тектоническая структура Амеразийского суббассейна - это типично блоковая унаследовано развивавшаяся структура, представляющая систему подводных грабенов и горстов. Последний этап ее развития связан с глыбово-блоковыми обрушениями, прошедшими в позднеолигоцен - раннемиоценовое время, причем амплитуда погружения каждой морфоструктуры соответствует современной глубине бассейнов. К этому времени относится начало стабилизации условий осадконакопления. Накопившиеся в этот период осадки поздненеоген-плейстоценового времени образуют литологически устойчивый горизонт, характеризующийся непрерывными регулярными отражениями. Подстилаются они осадками с также хорошо выраженными, но менее выдержанными рефлекторами, разбитыми мелкими тектоническими нарушениями, затухающими в подошве поздненеоген-плейстоценового горизонта (рис. 3).

Список литературы

1. Буценко В.В., Жолондз СМ. Альпийский тектогенез в провинции Центрально-Арктических поднятий // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып.7. Труды НИИГА-ВНИИОкеангеология. Т. 218. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2010. С. 7-15.

2. Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Иванов В.Н., Петрова В.И. О тектонической природе системы Центрально-Арктических морфоструктур и геологическое значение донных осадков в ее определении // Геотектоника. 2004. № 6. С. 33-48.

3. Кабаньков В.Я., Андреева И.А. О тектонической структуре Полярного бассейна и геологических критериях выделения его шельфовых областей // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып. 6. Труды НИИГА-ВНИИОкеангеология. Т. 210. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2006. С. 121-129.

4. Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Крупская В.В. и др. Новые данные о составе и происхождении донных осадков южной части поднятия Менделеева (Северный Ледовитый океан) // Доклады РАН. 2008. Т. 419. № 5. С. 653-655.

5. Карсола А., Фишер Р.Л., Шипек К., Шамвей Г. Батиметрия моря Бофорта // Геология Арктики. М.: Мир, 1964. С. 431-439.

6. Ким Б.И., Глезер З.И. Осадочный чехол хребта Ломоносова (стратиграфия, история формирования чехла и структуры, возрастные датировки сейсмокомплексов) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2007. Т. 15. № 4. С. 63-83.

7. Косько М.К., Заманский Ю.А., Лангинен А.Е., Иванова Н.Н. Граница Канадской котловины и Центрально-Арктической области поднятий в районе хребта Нордвинд (Амеразийский бассейн Северного Ледовитого океана) // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып. 4. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2002. С. 114-130.

8. Кроми И.Дж. Предварительные результаты исследований Арктической дрейфующей станции Чарли // Геология Арктики. М.: Мир, 1964. С. 440-454.

9. Остров Врангеля: геология острова, минерагения, геоэкология / Под ред. М.К. Косько, В.И. Ушакова. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2003.137 с.

10. Петров О.В., Морозов А.Ф., Лайба А.А. и др. Архейские граниты на Северном полюсе // Строение и история развития литосферы. М.: Paulsen, 2010. С. 192-203.

11. Поселов В.А., Буценко В.В., Верба В.В. и др. Геолого-геофизические характеристики поднятий Амеразийского бассейна // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып. 7. Труды НИИГА-ВНИИОкеангеология. Т. 218. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2010. С. 19-32.

12. Пущаровский Ю.М. Некоторые общие проблемы тектоники Арктики // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1960. № 9. С. 15-28.

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

14. Рекант П.В., Пяткова М.Н., Николаев С.Д., Талденкова Е.Е. Донно-каменный материал отрога Геофизиков, как петротип пород фундамента южной части хребта Ломоносова (Северный Ледовитый океан) // Геология и геоэкология континентальных окраин Евразии. Вып. 4. М.: ГЕОС, 2012. С. 29-40.

15. Тектоническая карта Северной Полярной области Земли масштаба 1:5 000 000 / Под ред. Б.Х. Егиазарова. Л.: Мингео СССР, 1978.

16. Херасков Н.П. Некоторые общие закономерности в строении и развитии земной коры. Вып. 91. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 117 с.

17. Шатский Н.С. О тектонике Арктики // Геология и полезные ископаемые севера СССР. Геология. Т. 1. Л.: Изд-во Главсевморпути, 1935. С. 149-168.

18. Шварцахер В., Ханкенс К. Гальки, поднятые при драгировании в центральной части Северного Ледовитого океана // Геология Арктики. М.: Мир, 1964. С. 419-430.

19. Backman J., Moran К., McInroy D.B., Mayer L.A. Proceedings of the Integrated Ocean Drilling Program. 2006. V. 302. 169 p.

20. Backman J., Jakobsson M. et al. Age model and core-seismic intergration for the Cenozoic Arctic Coring Expedition sediments from the Lomonosov Ridge // Paleoceanography. 2008. V. 23. P. 1-15.

21. Bruvoll V., Kristoffersen Y., Coakley В., Hopper J. Hemipelagic deposits on the Mendeleev and Northwestern Alpha submarine Ridges in the Arctic Ocean: acoustic Stratigraphy, depositional environment and an interridge correlation calibrate by the ACEX results // Mar. Geophys. Res. 2010. Vol. 31. P. 149-171.

22. Clark D.L., Kowallis В., Medaris L., Daino A. Orphan Arctic Ocean metasediment clasts; Local derivation from Alpha Ridge or pre-2,6 Ma rafting // Geology. 2000. V. 28. № 12. P. 1143-1146.

23. Dove D., Coakley В., Hopper J., Kristoffersen Y. and HLY0503 Geophysics Team. Bathymetry, controlled source seismic and gravity observations of the Mendeleev ridge; implications for ridge structure, origin, and regional tectonics // Geophysical Journal International. 2010. Vol. 183. Is. 2. P. 481-502. doi: 10.1111/J.1365-246X.2010.04746.X.

24. Grantz A., Clark D., Phillips R., Srivastava S. Fanerozoic Stratigraphy of Northwind Ridge, magnetic anomalies in the Canada Basin and the geometry and timing of rifting in the Amerasia Basin, Arctic Ocean // Geol. Soc. Amer. Bull. 1998. V. 110. N. 6. P. 801-820.

25. Grantz A., Pease V.L., Willard D.A., Phillips R., Clark D. Bedrock cores from 89° North: Implications for the geologic framework and Neogene paleoceanograhy of Lomonosov Ridge and a tie to the Barents shelf // Geol. Soc. Amer. Bull. 2001. V. 113. N. 10. P. 1272-1281.

26. Jokat W., O'Conner J., Mühe R. Alpha-Mendeleev Ridge: an ocean Cretaceous large igneous province // Abstr. Proceeding Soc. Norway. Oslo, 2007. P. IO-038.

27. Jackson R., Dahl-Jensen T. and the LORITA working group. Sedimentary and crustal structure from the Ellesmere Island and Greenland continental shelves onto the Lomonosov Ridge, Arctic Ocean // Geophysical Journal International. 2010. Vol. 182. N. 1. P. 11-35. doi: 10.1111/j.l365-246X.2010.04604.x.

28. Poirier A., Hillaire-Marcel С. Os-isotope insights into major environmental hanges of the Arctic Ocean during the Cenozoic // Geophys. Res. Let. 2009. V. 36. LI 1602. doi: 10.1029/2009 GL 037422.

29. Van Wagoner N. A., Williamson M.C., Robinson P.T., Gibson I.L. First samples of acoustic basement recovered from the Alpha Ridge, Arctic Ocean: New constraints for the origin of the ridge // Journal of Geodynamics. 1986. N. 6. P. 177-196.

Kaban'kov V.Ya., Andreeva I.A., Lopatin В.G. Geology of the Amerasian Subbasin // Geological-geophysical features of the lithosphere of the Arctic Region. S.-Pb., VNIIOkeangeologia, 2012. (Transaction of VNIIOkeangeologia. V. 223. N. 8). P. 30-40 (in Russian).

The Paper summarizes results of Russian and International geophysical and geological investigations of several years in the Amerasian Subbasin. Special attention has been spared for study seismostratigraphy, composition, lithology and U-Pb dating of bottom sediments sampled during the «Arctic-2000», «Arctic-2005» and «Arctic-2007» expeditions. The data obtained by Polar stations and Polar drilling were also analyzed. As a result a tentative stratigraphic section was elaborated, which shows 3 main sequences (up-down): Upper Cretaceous - Cenozoic, Mesozoic (with volcanogenic unit of Cretaceous age) and Neoproterozoic (Riphean) -Paleozoic, overlying with sharp unconformity the Archean - Proterozoic crystalline basement. The author’s views on the tectonic structure and the main stages of the Amerasian Subbasin.

Ссылка на статью:

Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Лопатин Б.Г. Геология Амеразийского суббассейна // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб., ВНИИОкеангеология, 2012. (Тр. ВНИИОкеангеология. Т. 223. Вып. 8.). C. 30-40.