Исследования особенностей строения океанической коры и литосферы, срединно-океанических хребтов (СОХ), пассивных и активных континентальных окраин, зон Беньофа и обдукции послужили основой для разработки в 60-х годах новой научной теории развития земной коры и литосферы. Существующая более 100 лет геосинклинальная теория не смогла объяснить особенности тектоники океана и уступила свое место новой парадигме - тектонике литосферных плит. Необходимость обратиться к отдельным положениям этой концепции, связана с тем, что при обосновании положения внешней границы континентального шельфа достаточно широко используются геологические критерии, в частности, мощность осадочного чехла и природа земной коры.

В соответствии с концепцией тектоники литосферных плит внешняя оболочка Земли разбита на жесткие литосферные плиты, содержащие одновременно части континентов и океанов, которые совместно с их ансамблями образуют геодинамические системы. Литосферные плиты разделены дивергентными (раздвиг), конвергентными (поддвиг) и трансформными зонами, выделяющимися высоким уровнем современной тектонической и сейсмической активности, зарегистрированной экспериментальными наблюдениями. Поскольку межплитная тектоническая активность явно доминирует над внутриплитной, то в глобальном смысле литосферная плита может рассматриваться как единый массив.

К сожалению, существующая концепция тектоники плит не в состоянии объяснить все события, с которыми сталкиваются современные тектоника и петрология. В частности, выявление в структуре литосферы слоев с пониженной скоростью распространения упругих волн (волноводов) и связанных с ними поверхностей пластичности (реологический порог пластичности), по которым возможно горизонтальное перемещение отдельных составных частей тектонической плиты, говорит скорее не о монолитности, а о тектонической расслоенности литосферы плиты.

Также плохо вписываются в концепцию тектоники плит особенности структуры литосферы Арктического бассейна. Речь идет об установленной данными сейсморазведки повышенной мощности осадочного чехла (свыше 5 км против обычно 2 км) и повышенной мощности земной коры (10 км против 5 км) в районе подножия пассивных окраин и абиссалей глубоководных котловин [Поселов и др., 1998].

В пределах литосферной плиты поверхность литосферы повсеместно отклоняется от поверхности геоида. Ближе всего к поверхности геоида подходят поверхности континентальных равнин, включая перекрытую тонкой гидросферой шельфовую часть. Большие отклонения имеют континентальные поднятия, где поверхность геоида ниже, и океанические котловины, где она выше.

Поверхность литосферы, от континетальных поднятий до оси абиссали непрерывно погружается, т.е. вся поверхность является склоном, дифференцированным по углам падения, протяженности и альтитуде. Эта важная закономерность определяет сток рек, эрозию, транзит и накопление осадков. Несомненно, она имеет своей причиной современную структуру литосферы, без динамики которой рельеф был бы быстро снивелирован. Поддержание и возможно даже усиление контрастности отклонений рельефа от уровня геоида связано с активными процессами в тектоносфере.

Особое место в рельефе поверхности коры занимает континентальный склон, включающий часть шельфа, аваншельф, внешний шельф и континентальное подножие, которое делит поверхность Земли на континентальную и океаническую части. Такое деление совершенно естественно по признаку наличия гидросферы, мощный слой которой отличает океанические морфоструктуры, но его экстраполяция на кору и литосферу требует обоснования, которое обходят многие тектонические концепции.

При построении глубинных разрезов по основным геотраверсам, а также при составлении структурных схем мощности осадочного чехла использовались новые материалы глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ-МПВ), полученные в Арктическом регионе в 90-е годы (геотрансекты «Трансарктика» СЛО 89-91, СЛО 92), результаты переобработки аналоговых сейсмических материалов MOB дрейфующих станций «Северный полюс» (СП-21, 22, 23, 24, 26, 28), площадных и базовых наблюдений МПВ, MOB экспедиций «Север», а также опубликованные данные зондирований МПВ «Polarstern» - 1991, 1998 гг., «Cesar» - 1983 г. (рис. 1).

К настоящему времени исследования ГСЗ проведены на всех геоструктурах с различной глубиной поверхности фундамента, мощностью осадочного и водного слоев. Эти исследования показали, что положение поверхности фундамента и мощность перекрывающих его осадочного и водного слоев имеют глубокую корреляцию со структурой литосферы, во многом превышающую эффекты локальных особенностей. Глубинные разрезы, при идентичной мощности водного и осадочного слоев, практически совпадают для глобальных геоструктур одного типа. Относительно малый объем исследований ГСЗ-МПВ литосферы по сравнению с изученностью осадочного слоя, компенсируется рассмотренной идентичностью результатов ГСЗ в условиях одноименных морфоструктур. Поэтому, для раскрытия связи особенностей морфоструктуры со строением литосферы нами использованы материалы ГСЗ-МПВ на всех основных морфоструктурах акватории Атлантики и Арктики, их континентального обрамления, а также в зонах сочленения морфоструктур.

В качестве фактической основы для моделирования использованы материалы С.В. Крылова по Каскеленскому профилю (модель орогена), материалы Н.В. Шарова по меридиональному сечению Кольского п-ва (модель кратона). Профиль ГСЗ-76 использован в качестве модели шельфа, профиль СЛО-1 - модели аваншельфа и абиссали, фрагменты Анголо-Бразильского геотраверса - модели абиссали и САХ [Зверев и др., 1986].

Эти профили смонтированы в последовательности морфоструктур от континентальных поднятий до рифта САХ в виде скоростного разреза литосферы сечения континент - океан, который характеризует структуру литосферных ступеней до уровня изостатической компенсации (рис. 2).

Особенности скоростного разреза часто проявляются лучше, если из поля скоростей вычесть плавную региональную трендовую составляющую, что дает поле локальных скоростных аномалий (рис. 3). В частности, в этом поле хорошо проявляются ослабленные зоны (волноводы).

По сейсмическим данным ГСЗ-МПВ, консолидированная кора литосферы грубо делится на два слоя - верхний и нижний. Верхняя кора на континентах К_в (условно «гранитометаморфический слой») имеет скорости 5,9-6,5 км/с, нижняя кора К_н («базальтовый слой») - соответственно 6,6-7,2 км/с. На океанах скорости во II-ом (условно верхняя кора) океаническом слое (вулканогенно-осадочный, базальтовый) составляют 4,5-6 км/с, в III-ем (условно нижняя кора) океаническом слое (предположительно серпентинизированные перидотиты, габброиды и амфиболиты) - 6,8-7,3 км/с.

Структуру субстрата в пределах 150-километровой оболочки, который оказался слоистым, описывают три группы волн (см. рис. 2): М - со значениями скоростей 7,9-8,3 км/с, характерных для континентального субстрата (среднескоростной); L - с пониженными значениями скоростей 7,5-7,8 км/с (низкоскоростной субстрат); N - со значениями скоростей 8,7-9 км/с (высокоскоростной субстрат).

Результаты обработки данных ГСЗ-МПВ показывают, что изостатическая компенсация коры в сечении от горных поднятий до абиссали не может быть объяснена без наличия в ней волноводных каналов и границы пластичности пород, находящейся на глубине 20 км, ниже которой, даже при небольших отклонениях давления от нормы, породы могут начинать течь.

Сейсмические данные указывают на то, что наиболее фундаментально обособляются континентальная и океаническая литосферы, граница между которыми носит качественный характер. Динамику континентальной литосферы определяет ее дифференциация на оболочки с различными свойствами и фазовым состоянием. Ее эволюция связана с экзогенными и эндогенными факторами, прежде всего, с подвижностью и изменением формы поверхности астеносферы. Океаническая литосфера является новообразованием, генетически связанным с экстремально активизированной астеносферой и с дифференциацией вещества

Континентальная и океаническая части литосферной плиты подразделяются на литосферные ступени, представляющие собой динамические подсистемы, отличающиеся по специфике геодинамических процессов. Эти процессы имеют глубинную природу (поднятие астеносферы, рифтогенез) и влияют на всю литосферу, структура и динамика которой взаимоувязаны. В этом случае литосферная ступень является составной частью литосферной плиты и характеризуется основными признаками морфо- и геоструктур (наклон поверхности, гипсометрическое положение основных границ, структура слоев и фундамента, тип коры), по которым она занимает определенное место в литосферной плите. Как указывалось выше, глубинная структура литосферных ступеней, относящихся к одной и той же части разреза близка в различных регионах, но при этом принципиально отличается в смежных ступенях. Это необходимо учитывать при установлении природы литосферной ступени и ее места в разрезе, что особенно важно при решении проблемы внешней границы континентального шельфа.

Из материалов ГСЗ следует, что между положением поверхности литосферы относительно поверхности геоида и глубиной залегания поверхности мантии существует глубокая связь. Действительно, эталонная модель для поверхности литосферы, совпадающей с поверхностью геоида, включает кору мощностью 40 км. На континентальной равнине, где поверхность литосферы имеет превышение над поверхностью геоида ± 0,5 км, поверхность мантии опущена до 45 км на континенте и до 35 км на шельфе. На континентальном поднятии и террасе континентального склона в ее средней части, где отклонение от поверхности геоида составляет ± 2-3 км, мантия залегает на глубине 55 и 25 км соответственно. На абиссалях, при глубине моря 5 км, мантия расположена на глубине 12 км, а на САХ (глубина моря 2-3 км) - на глубине 5 км. Эти данные имеют надежное экспериментальное обоснование и в пределах ожидаемой 5% дисперсии говорят о линейном подъеме мантии, составляющем 10 км между смежными морфоструктурами глобального порядка.

Выявленная закономерность подтверждает обоснованность выделения континентального склона в класс основных глобальных морфоструктур.

Поверхность слоя N в абиссалях находится на глубине 25 км, на средней террасе континентального склона - на глубине 45 км, а в пределах континентальной равнины, на шельфе - на глубине 65 км, на континенте - на глубине 85 км. Приращение глубин составляет 20 км между смежными морфоструктурами. Закономерность меняется на границе абиссали и САХ, где поверхность слоя N начинает резко погружаться в сторону САХ. Это позволяет говорить о радикальном изменении структуры литосферы по латерали на границе абиссаль - САХ, что, возможно, соответствует оси максимального прогибания дна абиссали, где глобальное падение поверхности литосферы от континентальных поднятий сменяется ее подъемом в сторону оси САХ.

На САХ и рифте мантия, представленная слоем М, поднимается выше поверхности пластичности и не компенсирует покрывающую среду, а вместе с ней создает внешнюю, жесткую оболочку литосферы, требующую компенсации. Астеносфера докомпенсирует субстрат, и изостатический баланс невозможен без клинообразного уплотненного слоя N, мощность которого возрастает вверх по склону поверхности астеносферы. В условиях рифта допускается локальное отсутствие компенсации и некоторый наклон вертикального выводящего канала.

Структура САХ при постоянном понижении мощности коры и ее подъеме в сторону рифта может классифицироваться как свод более низкого ранга, чем глобальный свод литосферы, облекающий поверхность астеносферы. Подтверждением этого является резкое погружение поверхности N к оси САХ и возникновение линзы разуплотненного субстрата (слой L), подстилающего кору и утоненный слой М. Не исключено, что в рифтовой долине сформирован вертикальный низкоскоростной канал, разрывающий слой N и жесткую оболочку слоя L, обеспечивающий связь астеносферы со слоем L и выводящий слой L на уровень, соответствующий подошве осадочной оболочки.

На высокогорных континентальных поднятиях отмечается более быстрое воздымание поверхности литосферы, которое нельзя связать только с погружением мантии. Модель С.В. Крылова, включающая мощную волноводную линзу между верхней и нижней корой, объясняет этот эффект.

Данные ГСЗ свидетельствуют о существовании более тонких особенностей скоростной и плотностной структуры литосферы, принципиально не влияющих на глобальное распределение слоев и на изостазию, но существенных для понимания геодинамических процессов в литосфере. Это волноводные каналы или слои с пониженной плотностью и скоростью, и как следствие, более разогретые и пластичные. Такие слои повсеместно выделяются между нижней и средней корой, выше поверхности мантии и слоя N субстрата (С.В. Крылов, B.C. Сурков, В.И. Шаров, Н.К. Булин, В.В. Орленок, Т.В. Романюк, А.Д. Павленкин). Волноводы имеют мощность до нескольких километров и начинаются с глубины порядка 20 км, расширяясь с глубиной. Выше кора жесткая и неоднородная во всех направлениях, что придает структуре полей скоростей и плотностей этой части разреза мозаичный облик.

На основе полученных скоростных разрезов были созданы сейсмические модели литосферных ступеней Арктической геодепрессии в сечении континент - океан (см. рис. 2): предгорной и равнинной (Балтийский щит), шельфовых (Баренцевская и Де Лонга), аваншельфовых (котловина Подводников, хр. Ломоносова) внешнего шельфа и абиссальных (котловины Нансена, Амундсена, Макарова) и СОХ (хр. Гаккеля).

Все выделенные континентальные литосферные ступени разделяются уступами по поверхности фундамента, которые в морфоструктуре дна представлены полуграбенами. На этих уступах в сторону океана скачком сокращается мощность коры и меняется ее структура. Следует отметить, что морфоструктуры с полуграбенами характерны исключительно только для континентальной коры. Примеров полуграбенов на океанической коре по нашим и литературным данным не установлено. Это обстоятельство послужило дополнительной аргументацией при выделении континентальных и океанических частей литосферных плит.

Рассмотрим более детально модели структуры литосферных плит, полученные на основе фактических данных ГСЗ-МПВ (см. рис. 2, 3).

Горная и предгорная литосферные ступени. Выделяются резко поднятой поверхностью литосферы над поверхностью геоида, утолщенной корой (свыше 50-60 км), включающей линзу разуплотненной средней коры К_с, являющуюся волноводом. Расширение волновода вверх в режиме горизонтального сжатия образует свод, разбитый многочисленными нарушениями на блоки, формирующие глыбовую структуру жесткой оболочки с сильно изрезанной поверхностью рельефа. В качестве примера модели этих литосферных ступеней можно условно принять Какселенский профиль (С.В. Крылов) и район Ладожско-Ботнической зоны Балтийского щита (геотраверс «Ковдор» - Печенга - Костомукша - Ловиса), где мощность земной коры составляет более 60 км (Н.В. Шаров).

Равнинная литосферная ступень. Модель этой ступени представляет собой изостатический стандарт континентального литосферного блока (поверхность кристаллических пород близка к геоиду). Характерным для ступени является выровненный рельеф, слабо погружающийся к континентальной окраине. Мощность земной коры составляет 40 км с примерно равными слоями верхней К_в (V = 5,9-6,5 км/с) и нижней К_н (V = 6,6-7,2 км/с) коры. Поверхность фундамента относительно ровная, образует пологие структурные формы чаще низкой частоты. При приближении к континентальной окраине отмечается падение кровли фундамента в ее сторону. Мантия представлена среднескоростным субстратом (V = 7,9-8,3 км/с) мощностью примерно 30 км (здесь и далее рассматривается 150-километровая оболочка Земли). На глубинах свыше 80 км выделяется высокоскоростной слой мантии N (V = 9 км/с). В составе коры выделяются три волновода: в средней коре К_с (на границе верхней и нижней коры), в коромантийной смеси и на границе между слоями М и N. В качестве модели равнинной литосферной ступени принят сейсмотомографический разрез по Балтийскому щиту (Н.В. Шаров).

Шельфовая литосферная ступень. Она входит в состав континентальной окраины. Имеет двухслойную консолидированную кору мощностью 15-30 км, перекрытую существенно осадочным слоем (5-15 км). Сокращение мощности коры относительно равнинной ступени происходит за счет верхнего консолидированного слоя. Подстилается кора среднескоростным и высокоскоростным субстратом. В ступени имеются три основных волноводных канала: в средней коре, в пределах коромантийной смеси и между слоями М и N. Типичными моделями шельфовых литосферных ступеней являются сейсмотомографические разрезы по Баренцево-Карскому и Восточно-Сибирскому шельфовым блокам, включая шельф островов Де-Лонга

Аваншельфовая литосферная ступень. Аваншельфовая ступень также входит в состав континентальной окраины и является промежуточной структурой континентального склона. Консолидированная кора ее двухслойная. Мощность коры изменяется в пределах 20-30 км. Верхняя кора К_в присутствует в виде маломощного слоя (2-3 км). Мощность осадочных образований может достигать 5-7 км. По поверхности фундамента прослеживается полуграбен с наклоном в направлении шельфовой ступени. Структура субстрата близка к шельфовой ступени, за исключением повышенной мощности нижнего высокоскоростного слоя, поверхность которого начинает прослеживаться на 55-60 км. Типичными моделями аваншельфовой ступени являются поднятие Ломоносова и котловина Подводников.

Литосферные ступени внешнего шельфа, континентального подножия и абиссали являются составной частью континентальной окраины с мощностью коры 20-14 км для внешнего шельфа и 14-10 км для континентального подножия и абиссали. Мощность осадочного слоя сокращается от 2-3 км до 1,5 км, при мощности водного слоя до 4,5 км. Верхняя кора представляет собой градиентную среду, разделяющую нижнюю кору и осадки. Мантийная часть ступеней представлена трехслойным субстратом. Поверхность мощного (до 40-50 км) высокоскоростного субстрата фиксируется на глубине 20 км. Его перекрывают слои среднескоростного субстрата общей мощностью 10-15 км. Поверхность низкоскоростного субстрата (7,5-7,6 км/с) астеносферы (As) воздымается в сторону СОХ, достигая в пределах ступеней отметки около 100 км. Фиксируется один волновод в пределах внешнего шельфа. Природа коры внешнего шельфа - континентальная; континентального подножия и абиссали - параокеаническая. В качестве примеров литосферных ступеней внешнего шельфа, континентального подножия и абиссали рассматриваются части котловин Нансена и Амундсена, примыкающие к рифтовой зоне хр. Гаккеля.

Ступень срединно-океанического хребта представлена типичной океанической корой с мощностью, соизмеримой с глубиной погружения ее кровли (2-6 км). Подстилается кора слоем неоднородного субстрата (скорости варьируют в пределах 6,6-8,2 км/с), мощностью около 10 км, ниже сменяющимся основным слоем низкоскоростного субстрата (7,5-7,6 км/с). Прослойка верхнего субстрата полностью выклинивается в сторону рифтовой долины, в которой, по полю скоростей, выделяется низкоскоростной вертикальный канал, погружающийся в астеносферу. Типичным примером срединно-океанической ступени является хр. Гаккеля (рис. 4).

Представленные модели различных литосферных ступеней позволяют сделать вывод о наличии сводового поднятия по поверхности фундамента и мантии в масштабе всего Арктического бассейна. Внешние по отношению к оси свода ступени приподняты, но, располагаясь на склоне свода, имеют региональное погружение поверхности фундамента к континенту. На границе континентальной окраины с внутренним континентом погружение фундамента прекращается, и он приобретает встречное падение или описывает малоамплитудные, низкочастотные структурные формы, характерные для платформ. На таких зонах сочленения можно ожидать появления прогибов, ограничивающих континентальную окраину. Вследствие расширения свода и постепенного вовлечения прибрежных зон внутреннего континента в континентальные окраины, таких прогибов может быть несколько, причем внешние по своду прогибы более молодые. Это местами осложняет локализацию зоны сочленения, более уверенно определяемую в случае, если на пути растущего свода находится жесткий стабильный массив, трудно поддающийся деструкции (Балтийский щит, Гренландия и другие кратоны). Если структура поверхности фундамента изучена недостаточно, в качестве начального приближения границы континентальной окраины принимается сглаженная береговая линия, являющаяся местом, где поверхность литосферы совпадает с поверхностью геоида.

В составе Евразийской и Североамериканской литосферных плит в пределах Северного Ледовитого океана по батиметрическим данным выделяются три крупные геоморфологические структуры: Норвежско-Гренландский, Евразийский и Амеразийский бассейны, образующие по поверхности коры единую Арктическую геодепрессию. Поскольку Норвежско-Гренландский бассейн не связан с проблемой внешней границы континентального шельфа России в Арктике, то при дальнейшем рассмотрении структуры литосферы Арктического региона ограничимся Евразийским и Амеразийским бассейнами.

В состав Евразийского бассейна входят котловины Нансена, Амундсена и разделяющий их срединно-океанический хр. Гаккеля. Западной границей бассейна является Баренцево-Карская пассивная континентальная окраина, восточной - хр. Ломоносова, который играет роль пограничной структуры между Евразийским и Амеразийским бассейнами. В 70-е годы по данным магнитометрических наблюдений российскими и западными геофизиками в Евразийском бассейне были выделены серии линейных магнитных аномалий (вплоть до 28-й включительно по шкале Ламонта) и сделано заключение об аккреционной природе океанического дна всего Евразийского бассейна (A.M. Каrasik, P.R. Vogt). При этом раскрытие Евразийского бассейна одни исследователи связывают с 28-ой аномалией (P.R. Vogt), которая вместе с 25-ой и последующими аномалиями образует широкую отрицательную аномалию, расположенную между 24-ой аномалией и подножием континентального склона хр. Ломоносова, другие (S.P. Srivastava) - с 24-ой аномалией. Если связывать время раскрытия Евразийского бассейна с 24-ой аномалией, то в соответствии с магнито-хронологией (шкала Ламонта), возраст бассейна составит примерно 60 млн лет (палеоген).

Таким образом, благодаря результатам интерпретации магнитометрических данных, гипотеза спрединговой коры Евразийского бассейна прочно вошла во все тектонические построения Арктического бассейна и широко поддерживается до настоящего времени многими российскими и иностранными исследователями.

Однако анализ сейсмических материалов, полученных по геотрансектам в процессе дрейфа станций «Северный полюс» - 21, 22, 24, и по площадным съемкам экспедиций «Север», приводит к выводу об ограниченном влиянии механизма спрединга на формирование Евразийского бассейна.

На временных разрезах наблюдается отчетливое различие между волновыми полями фундамента и осадочного чехла. По сейсмостратиграфическим и динамическим характеристикам в осадочном слое Евразийского бассейна выделяются шесть комплексов (VI - I снизу вверх, см. рис. 4). Выделенные в Евразийском бассейне комплексы отложений по динамическим признакам близки к комплексам, прослеженным на хр. Ломоносова. Однако для выводов относительно генетической связи этих комплексов в настоящее время данных недостаточно.

В волновом поле осадочного слоя Евразийского бассейна отчетливо выделяется крупнейшее региональное несогласие, которое прослеживается также и в Амеразийском бассейне. Это несогласие совпадает с кровлей III комплекса и является главным стратиграфическим репером для всего Арктического региона. Результаты сейсмостратиграфического анализа позволяют сделать вывод о том, что региональное несогласие сформировалось в позднем олигоцене, и отделяет неоген-четвертичные отложения (I - II комплексы) от нижележащих более древних отложений. Выделенный в котловине Амундсена троговый комплекс VI по данным сейсмозондирований МПВ экспедиции Arctic-91 Polarstern (W. Jokat), имеет интервальную скорость 5-5,2 км/с и датируется по аналогии с комплексом хр. Ломоносова позднепалеозойским временем (Б.И. Ким). Интервальная скорость IV - V комплексов (пермо-триас?) составляет 4-4,8 км/с, III комплекс (мел - палеоген) - 2,8-3 км/с. Скорости вышележащих сейсмокомплексов (I - II) по оценкам тех же авторов изменяются в диапазоне 1,7-2,2 км/с (I - 1,7-1,9 км/с, II - 2-2,2 км/с). Из возрастных датировок наиболее обоснованы комплексы, относящиеся к кайнозою.

Скорости по фундаменту по данным преломленных волн (W. Jokat) составляют 5,8-6,3 км/с.

Приведенные скоростные параметры комплексов использовались при построении глубинных разрезов. Компиляция сейсмических данных МПВ и MOB позволила создать геотрансект, пересекающий Евразийский бассейн от ЗФИ до хр. Ломоносова, (см. рис. 4). Максимальная мощность осадочного слоя в осевой части периокеанических прогибов составляет 4,9-6,2 км; при этом на долю докайнозойских отложений приходится 3,8-5 км. На склоне хр. Ломоносова (СП-21) выявлены прогибы с мощностью осадков до 3,8 км.

В котловине Амундсена мощность осадочного слоя возрастает по направлению к хр. Гаккеля по всем сейсмокомплексам (за исключением VI), что также ранее отмечалось российскими (Ю.Г. Киселев) и зарубежными (W. Jokat) исследователями. В котловине Нансена наблюдается обратная картина. Здесь мощность всех комплексов возрастает от хр. Гаккеля в сторону Баренцево-Карской континентальной окраины.

Комплексы фундамента котловины Амундсена различаются по характеру рельефа поверхности: более низкочастотный рельеф характерен для восточной части котловины (в краевом прогибе); более высокочастотный наблюдается в западной части котловины и на хр. Гаккеля, где также отмечены прорывы фундамента сквозь чехол в водную толщу. Кроме того, для восточной части котловины Амундсена характерны структуры облекания рефлекторами неровностей фундамента, в западной части таковых не наблюдается. Учитывая это, полагаем, что в западной части котловины фундамент прорывал уже сформированный осадочный чехол.

В котловине Нансена, в связи с низкой плотностью наблюдений, оценить природу и степень изрезанности поверхности фундамента на современном уровне изученности сложно. Однако по данным МПВ-86 в области континентального подножия котловины по поверхности фундамента выделяются более крупные блоки по сравнению с котловиной Амундсена. Динамика волнового поля MOB позволяет предположить, что на части абиссали, прилегающей к хр. Гаккеля, рельеф фундамента становится высокочастотным.

По динамике волнового поля и характеру изрезанности фундамента, структура земной коры котловины Амундсена имеет много общего со структурой коры западной части абиссальной равнины Иберии (R.B. Whitmarsh, D.S. Sawyer) в районе с координатами 10-13° з.д. и 40-41° с.ш., где по данным глубокого бурения установлена континентальная кора. При этом приподнятые участки фундамента вызваны интрузиями ультраосновного состава (габбро, амфиболиты, перидотиты), обусловленными, по-видимому, синрифтовой тектонической активностью.

По структуре разрезов представляется несомненным, что растяжение коры и последующее формирование депрессии происходило посредством сбросовых смещений листрического типа. После формирования основной части осадочного слоя и подъема мантии, обусловленного условиями изостатической компенсации, произошел раскол коры и последующий ее раздвиг по линии флексуры-сброса, разделяющей котловины Амундсена и Нансена. В этом случае спрединговая часть Евразийского бассейна ограничивается 5-й магнитной аномалией и не выходит за пределы морфологически выраженной рифтовой зоны хр. Гаккеля. Остальные линейные аномалии в основном соответствуют выступам фундамента, в той или иной степени вклинивающимся в осадочный слой. Аналогичная гипотеза была выдвинута по результатам совместной обработки ПМГРЭ и Нефтяного директората (Норвегия) сейсмических материалов по трассе дрейфа СП-28, пересекающей все главнейшие морфоструктуры Евразийского бассейна (М. Сорокин).

На сводной гравиметрической карте в редукции в свободном воздухе четко проявляется связь значений силы тяжести с высотой рельефа относительно поверхности геоида. В районе континентального склона и его подножия эта связь нарушается. В аномалиях в свободном воздухе указанным морфоструктурам отвечает пояс положительных аномалий, который ограничивает внутреннюю часть Арктической геодепрессии (Ю.Е. Погребицкий, 1984).

В гравитационном поле Евразийского бассейна достаточно рельефно выделяется хр. Гаккеля (его фланги и рифтовая долина) и симметрично расположенные котловины Нансена и Амундсена. Аваншельфовые плато Ермак, Морис Джессуп и хр. Ломоносова имеют свою отличительную структуру гравитационного поля. В области подножия континентальных склонов Евразийского бассейна и восточного борта хр. Ломоносова выделяется система узких линейных аномалий, связанных с компенсационными прогибами (В.В. Верба).

Структура Амеразийского бассейна как составной части арктический геодепрессии, рассматривалась на основе анализа данных двух типов сейсмических технологий - дискретных зондирований ГСЗ по геотраверсам «шельф Де Лонга - Северный Полюс» и вкрест хр. Ломоносова с последующей обработкой данных сейсмотомографическим способом, и дискретных зондирований MOB по линиям дрейфов СП-21, 22, 23, 24, обработанных после оцифровки программным комплексом Promax, а также с использованием специальных программам для нестандартных систем наблюдений, разработанных в отделе морской сейсморазведки ВНИИОкеангеология.

Основными морфоструктурами Амеразийского бассейна являются пограничная с Евразийским бассейном структура хр. Ломоносова, примыкающие к нему с востока котловины Подводников и Макарова, поднятия Альфа, Менделеева, Чукотский купол и Канадская котловина. Для решения проблемы положения границы юридического шельфа России в Амеразийском бассейне наибольший интерес представляют глубинные структуры хр. Ломоносова, котловин Подводников, Макарова и поднятий Альфа и Менделеева.

Хребет Ломоносова является аваншельфовой ступенью, прослеживаемой от континентальной окраины Евразии до Гренландско-Элсмирской окраины на расстояние более 1700 км. Наиболее полное представление о глубинном строении хр. Ломоносова получено по результатам интерпретации материалов ГСЗ-МПВ (программа «Трансарктика»), MOB (СП-21, 24), а также МПВ, MOB экспедиции ARCTIC-91 (W. Jokat).

По результатам комплексной интерпретации сейсмических данных установлено блоковое строение хребта и его асимметрия (рис. 5). В разрезе осадочного слоя выделяется шесть сейсмокомплексов (I - VI сверху вниз по разрезу), характеризующихся следующими пластовыми скоростями: I - II нелитофицированные комплексы отделены от нижележащих ярко выраженной поверхностью несогласия, скорость комплексов изменяется в пределах 1,7-2,4 км/с, возрастной диапазон от четвертичного до палеоцена; III верхний литофицированный комплекс со скоростью 2,8-3,2 км/с имеет мел-палеогеновый возраст; IV - V комплексы со скоростями 3,4-4,8 км/с относятся к мезозойским отложениям (пермо-триас?), VI комплекс имеет скорость 5-5,4 км/с, датируется верхним палеозоем (Б. Ким).

Мощность осадочного слоя хребта в среднем составляет 5-5,5 км, в центральной части хребта она возрастает за счет появления в разрезе высокоскоростных образований. При этом основная роль в формировании мощностей осадков принадлежит нижним комплексам с пластовыми скоростями 5-5,4 км/с.

Кристаллический фундамент выделяется в виде тонкого пласта, либо градиентной зоны со скоростью 5,9-6 км/с. Консолидированная кора представляет собой двухслойную структуру общей мощностью 12-15 км. Скоростные параметры верхней (6-6,6 км/с) и нижней (6,7-7,6 км/с) коры типично континентальные. Поверхность мантии со скоростью 7,8-7,9 км/с в пределах хребта прослеживается на глубинах 20-24 км (см. рис. 5). На глубинах превышающих 25-30 км появляются признаки высокоскоростного субстрата (8,5 км/с).

Таким образом, двухслойная структура консолидированной части коры и ее скоростные характеристики, мощность осадочного чехла и земной коры в целом (20-24 км) указывают на континентальную природу коры хр. Ломоносова.

Глубинный сейсмотомографический разрез по геотраверсу ГСЗ «шельф Де Лонга - Северный Полюс» (рис. 6) с юга на север дает представление о строении трех геоструктур: Восточно-Сибирской континентальной окраины - шельфа Де Лонга (пк 0-300), с классическими чертами континентальной коры; аваншельфовой ступени котловины Подводников (пк 600-1100) с менее очевидными, прежде всего по батиметрии, но все же чертами континентальной коры; абиссальной ступени котловины Макарова (пк 1150-1300) с параметрами консолидированного основания и верхней мантии, явно не характерными для континентальных структур, но в то же время и не классическими для абиссальных океанических котловин.

Шельф Де-Лонга отделен от котловины Подводников отчетливо выраженным (пк 400-550) прогибом. Котловина Подводников отделяется от котловины Макарова 500-метровым уступом по поверхности коры (пк 11500), что характерно для зон интенсивного проседания ложа при формировании депрессии.

В окрестности Северного Полюса котловина Макарова по уступу сочленяется с одним из отрогов хр. Ломоносова.

Рассмотрим характеристики земной коры упомянутых геоструктур и сопоставим их с рядом эталонных колонок, рассчитанных по экспериментальным данным и характеризующих структуру литосферных ступеней до уровня изоста-тической компенсации, (см. рис. 2-3).

Шельф Де-Лонга. Общая мощность коры составляет 40-45 км при незначительной мощности чехла (до 3 км). Верхняя половина консолидированной коры существенно неоднородна, представлена типично континентальными комплексами со скоростями 6-6,4 км/с. Преобладающая скорость нижней коры в пределах 6,6-7,4 км/с. Мантия характеризуется нормальным значением скоростей (7,8-8,2 км/с). На глубинах свыше 50 км прослеживается поверхность высокоскоростного субстрата мантии с V = 8,5 км/с. Сопоставление с набором эталонных колонок для этой геоструктуры дает ситуацию, близкую к равнинной литосферной ступени.

Котловина Подводников. Общая мощность коры (с водным слоем) составляет 20-25 км при средней мощности чехла 8-10 км. Комплексы верхней коры незначительны по мощности, но нижняя кора мощностью 8-10 км представлена слоем со скоростями 6,6-7,4 км/с, характерными для нижней коры континентальных структур. Мантия до уровня 45-50 км относительно разуплотненная (= 7,8 км/с). В юго-восточной части котловины на глубинах более 40 км выделяется поверхность высокоскоростного мантийного субстрата (8,6 км/с).

Большая мощность осадочного чехла (10 км), мощность коры (20-25 км), присутствие верхней консолидированной коры и структура мантийного субстрата позволяют считать котловину Подводников континентальной геоструктурой, а сопоставление с набором эталонных колонок определить ее тип, как аваншельфовую ступень арктической геодепрессии.

Котловина Макарова. При рассмотрении строения литосферы котловины Макарова бросаются в глаза два главных отличия от классифицируемых ранее океанических геоструктур. Первое - мощный (до 7 км) осадочный чехол залегает на уровне 12 км на относительно тонком (до 4-6 км) третьем океаническом слое (условно); второе - сама мантия, начиная, по крайней мере, с глубины 16-18 км, представлена тяжелыми фракциями (скорости выше 8,6 км/с). При сопоставлении модели литосферы котловины Макарова с рядом эталонных колонок не обнаруживается полного сходства ни с одной из них, но по ряду признаков данная геоструктура ближе к океанической и, скорее всего, не находится в изостатическом равновесии.

Хребет Альфа. По результатам интерпретации данных ГСЗ-МПВ хр. Альфа канадской экспедиции «CESAR-83» в основании осадочного чехла, мощность которого не превышает 0,9-1 км, выделяется слой со скоростью 5-5,2 км/с с высоким вертикальным градиентом достигающим значения 0,25 с^-1 (второй океанический слой). На глубине 8 км он сменяется слоем со скоростью 6,4-6,5 км/с со слабым вертикальным градиентом. На отдельных сейсмозондированиях на глубине 14-19 км выделяется слой со скоростью 7-7,1 км/с. В пределах хр. Альфа на глубине 36-44 км выделяется горизонт со скоростью 8 км/с, соответствующий поверхности мантии.

По мнению западных исследователей (H.R. Jackson) структура разреза и характер распределения скоростей по данным ГСЗ-МПВ указывают на океаническую природу земной коры хр. Альфа-Менделеева, подобную хр. Рейкьянес (Исландия).

Осадочная оболочка Амеразийского бассейна. При анализе комплексов осадочного чехла, для их идентификации использовались как вычисленные томографическим способом значения скоростей, так и сопоставление выделенных по градиентным зонам границ между комплексами на пересчитанных в вертикальные времена томографических моделях с временными разрезами MOB по линиям дрейфов СП. Анализ позволил выделить шесть (снизу вверх) комплексов осадочного чехла, имеющих различные мощность и распространение по площади Амеразийского бассейна:

I - II - На временных разрезах MOB расчленяется на три комплекса, но в поле изолиний на сейсмотомографической модели объединяется в один со скоростями 2-2,6 км/с, выдержан по мощности (≈ 2 км), оценивается неоген-четвертичным возрастом;

III - по-видимому, наиболее распространен по площади Арктической геодепрессии. Его кровля выделяется на большинстве временных разрезов MOB как динамически выраженная поверхность, обладающая явными чертами границы несогласия типа эрозионного среза. Вдоль геотраверса достигает максимальной мощности (4-5 км), в краевом прогибе (пк 430-530) и в котловине Макарова (пк 1230-1300), где он формирует заполняющую прогибы осадочную толщу со скоростями 3-3,4 км/с. Предположительно оценивается мел-палеогеновым возрастом и играет, вероятно, определяющую роль в истории седиментации Арктической геодепрессии;

IV - наиболее развит в пределах котловины Подводников, где характеризуется мощностью 3-5 км и скоростями 3,8-4,2 км/с. Предположительно оценивается пермо-триасовым возрастом; в котловине Макарова залегает непосредственно на нижней коре;

V - на временных разрезах MOB в Амеразийском бассейне прослеживается только в прогибах; скорость комплекса составляет 4,4-4,8 км/с, возраст, возможно, так же как и IV комплекса - пермо-триас;

VI - отождествляется с наиболее древним комплексом осадочного чехла бассейна, вдоль геотраверса распределен неравномерно, наибольшей мощности (≈ 7 км) достигает в районе бровки шельфа Де Лонга, характеризуется скоростями 5-5,4 км/с, что говорит о высокой степени консолидации данного комплекса, предположительно датируется позднепалеозойским возрастом.

В магнитном поле Амеразийский бассейн характеризуется широким спектром аномалий - от слабоинтенсивных и низкоградиентных аномалий восточного борта хр. Ломоносова, котловин Подводников и Макарова до интенсивных короткопериодных аномалий хр. Альфа и поднятия Менделеева. По данным дорифтовой реконструкции (A.M. Карасик) магнитного поля установлено, что общая структура магнитного поля Амеразийского бассейна имеет сходство с АМП районов севера Баренцево-Карского шельфа и Канадского архипелага. Следовательно, современная земная кора Амеразийского бассейна, за исключением, возможно, Канадской котловины, имеет структуру, близкую к континентальной.

Для Канадской котловины характерны преимущественно длиннопериодные слабоинтенсивные аномалии. Исключение составляет западная часть котловины, где выделяется линейная короткопериодная аномалия меридионального простирания (P.R. Vogt). Некоторые исследователи интерпретируют эту аномалию как ось древнего спрединга в Канадской котловине. В структуре гравитационного поля Амеразийского бассейна особенно рельефно выделяются поднятия Альфа, Менделеева и Чукотский купол. При этом линейное простирание элементов структуры поля различно для каждой из перечисленных морфоструктур. Для котловины Подводников характерно низкое значение гравитационного поля, обусловленное, по-видимому, большой мощностью осадочного слоя, установленного по данным ГСЗ-МПВ [Павленкин и др., 1996]. Канадская котловина также характеризуется аномально низкими значениями гравитационного поля, что связано с осадочными образованиями мощностью 8-12 км (H.R. Jackson).

Зона сочленения равнина - континентальная окраина выделяется в гравитационном поле в виде узких линейных протяженных зон положительных и отрицательных аномалий, оконтуривающих Арктическую геодепрессию. Эти аномалии предположительно связаны с краевыми осадочными бассейнами и компенсирующими их уступами по поверхности мантии.

Подводя итоги результатов исследований можно сделать следующие выводы.

Данные ГСЗ свидетельствуют о глубокой связи структуры осадочного чехла, поверхности фундамента (морфоструктур) со структурой литосферы, что позволяет установить отличительные черты континентальной и океанической литосферы, тем самым оценить природу земной коры отдельных литосферных ступеней Арктического бассейна.

На континентальном склоне вплоть до подножья и частично абиссали структура литосферы аналогична структуре литосферы континентальной равнины. Специфику процессов определяет интенсивное растяжение и связанное с ним быстрое сокращение мощности коры к океану по системе ступеней, ограниченных листрическими сбросами.

На границе континентального склона и абиссали уровень пластичности уходит из коры в мантию, выводя в абиссалях верхи мантии в жесткую оболочку. Лишенная пластичных слоев кора редуцируется растяжением и подъемом мантии вплоть до инъекций, что существенно отличает динамику генетически континентальной коры абиссалей от динамики коры континентальных равнин и континентального склона и приводит к формированию специфичной параокеанической коры. В пределах зоны раздвига (рифтовая зона) хр. Гаккеля кора генетически океаническая.

Таким образом, внешней границей континентального шельфа определенно можно считать континентальное подножие - гипабиссаль, так как по структуре и динамике кора континентального склона соответствует эталонам континентальной коры. Большая часть площади Арктики представлена шельфовыми геоструктурами континентального типа, находящимися на разной стадии редукции коры.

Карта-проект внешней границы континентального шельфа России в Арктическом регионе. Новые представления о структуре литосферы арктического бассейна, полученные в результате переобработки и переинтерпретации сейсмических данных, материалов потенциальных полей, а также использование новых данных геоморфологии и батиметрии позволили ВНИИОкеангеология совместно с ГУНиО МО, ПМГРЭ и ГНПП «Севморгео» создать, на основе «Конвенции ООН по морскому праву, 1982», новую версию карты-проекта положения внешней границы континентального шельфа России в Арктическом регионе (рис. 7).

На указанной карте граница континентального шельфа России последовательно проходит по западной части Баренцева моря, глубоководному Арктическому бассейну и Чукотскому морю.

В пределах Баренцевоморского шельфа и северо-западного замыкания Евразийского суббасейна внешняя граница континентального шельфа России, разделяющая акватории, подведомственные суверенитету России, Норвегии и Дании, проведена по секториальному принципу. Принятый вариант, в отличие от способов проведения ее по медианному принципу либо по положению 200-мильной зоны от исходных линий, максимально наращивает области, подпадающие под юрисдикцию России.

В зоне сочленения Баренцево-Карского окраинно-континентального шельфа и котловины Нансена, где мощности осадочного чехла составляют 4-6 км, принцип определения границы базировался на охвате площади, в пределах которой мощность осадочного чехла составляет более 1% кратчайшего расстояния от подножия континентального склона. Такой же принцип определения положения границы юридического шельфа России был принят в зоне сочленения котловины Амундсена и аваншельфовой ступени хр. Ломоносова, где мощность осадочного чехла достигает 3-5 км. В пределах Амеразийского бассейна вариант проведения внешней границы базируется на геологических критериях (мощность осадочного слоя, присутствие в разрезе фрагментов континентальной верхней консолидированной коры, скорости сейсмических волн в мантии), достаточных для отнесения земной коры аваншельфовых ступеней хр. Ломоносова и котловины Подводников к континентальному типу. Таким образом, эти морфоструктуры рассматриваются, как погруженное продолжение подводной окраины материка за пределами 200-мильной зоны и соответственно относятся к участкам дна, на которые распространяются суверенные права России.

В котловине Макарова при определении положения внешней границы континентального шельфа использованы критерии 60-мильной зоны от подножия континентального склона и мощности осадочного чехла, позволяющие распространить суверенные права России на этот район. Включение (условно) на карте-проекте в состав внешнего континентального шельфа России поднятия Менделеева, континентальный тип коры которого не принимается многими западными исследователями, может стать предметом «оспаривания» со стороны приарктических государств. С целью получения убедительной геологической аргументации при определении положения внешней границы континентального шельфа России в районе поднятия Менделеева и прилегающей к нему глубоководной котловины Подводников, российской стороной в 2000 г. в этом районе были выполнены исследования ГСЗ-МПВ, MOB на геотраверсе общей длинной около 500 км. Предварительные результаты полевой обработки сейсмических данных указывают на континентальный тип коры поднятия Менделеева.

С учетом изложенного, можно сделать вывод, что по состоянию изученности 2000 г., положение внешней границы континентального шельфа в Арктическом регионе может быть изменено в сторону наращивания континентального шельфа России за пределами 200-мильной зоны, что позволит увеличить его площадь на 1,5 млн км².

Продвижение границы континентального шельфа России вглубь Северного Ледовитого океана имеет принципиальное значение как для оборонных интересов страны, так и для расширения ее минерально-сырьевой базы, учитывая высокую перспективность исследуемых районов в отношении нефтегазоносности.

ЛИТЕРАТУРА

1. Зверев С.М., Ярошевская Г.А., Тулина Ю.В. Глубинное строение земной коры и верхней мантии в восточной части Анголо-Бразильского геотраверса (по данным ГСЗ-КМПВ) // Литосфера Ангольской котловины и восточного склона Южно-Атлантического хребта. Л.: ПГО «Севморгеология»,1986. С. 24-45.

2. Павленкин А.Д., Поселов В.А., Буценко В.В. Структура литосферы по геотраверсам ГСЗ в Арктике // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып.1 СПб.: ВНИИОкеангеология.,1996. С. 145-155.

3. Поселов В.А, Буценко В.В., Павленкин А.Д. Альтернатива спрединговой природе Евразийского бассейна по сейсмическим данным (на примере геотрансекта хребет Гаккеля - хребет Ломоносова) // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып. 2. СПб.: ВНИИОкеангеология. 1998. С. 177-183.