Геотектоника, 2021, № 5, стр. 115-140

Структурная организация ААРС

Атлантико-Арктическая рифтовая система включает Срединно-Атлантический хребет и хребет Гаккеля, являющийся главной рифтогенной структурой Западной Арктики. В плане рифтовая система имеет сложную конфигурацию. В своей южной части она отклоняется от меридионального направления к западу в диапазоне от 0° до 50° з.д., а в северной части оси спрединга в целом мигрируют к востоку (см. рис. 1).

Вдоль простирания рифтовая система разбита многочисленными трансформными разломами, которые присутствуют как в виде одиночных поперечных структур, так и в виде полиразломных образований или мегатрансформ [37, 49, 54, 66, 72, 94, 139 и др.].

Смещения по разломам сильно варьируют по амплитуде, однако в целом приводят к разделению рифтовой системы на отдельные сегменты. В данной статье крупные трансформные разломы, отделяющие сегменты ААРС, обозначены как демаркационные. Большие латеральные смещения по демаркационным разломам установлены в экваториальном сегменте Атлантики (группа разломов Романш – Сан-Паулу с юга и 15°20′ с севера с общей амплитудой смещения около 3300 км), между Западной Арктикой и Северной Атлантикой (рифты Мона и Книповича с общей амплитудой смещения около 950 км) и полиразломной системе Чарли-Гиббс с амплитудой смещения около 350 км [45, 49, 54, 67, 80, 139, 144 и др.].

К демаркационным разломам приурочены проявления сейсмичности с максимальным энерговыделением и реализацией сдвигового механизма [10, 24, 140]. При этом переход от Атлантических сегментов к Арктическому обнаруживает наиболее глубинное заложение дизъюнктивных нарушений (сейсмические события глубже 35 км). Вблизи третьего по величине широтного смещения ААРС – трансформного разлома Чарли Гиббс, обладающего одним из максимумов суммарного сейсмического момента, наблюдается инверсия полускоростей к югу от разлома с западного на восточное. Такое кинематическое соотношение полускоростей, расчитанных по магнитным данным, должно усиливать латеральное смещение оси ААРС и инициировать повышенный сейсмический фон [10].

Кроме того, анализ отношения сейсмических скоростей V_p/V_s в мантии по данным сейсмотомографии показал, что “холодные” аномалии в мантии в интервале глубин от 300 до 600 км приурочены именно к областям пересечения ААРС демаркационными разломами [53]. Эти аномалии трактуются в рамках термальной интерпретации аномалий скоростей и соответствуют минимумам геодинамической подвижности среды [53, 140].

Время начала спрединга в сегментах различно и варьирует от 170 млн лет в центральном до 54 млн лет в Арктическом сегменте системы [11, 78, 124, 126 и др.]. Согласно данным [23] начало спрединга в Евразийском бассейне не может быть древнее олигоцена (около 33 млн лет).

Магматические процессы в ААРС

Магматические процессы на разных этапах заложения и развития Атлантико-Арктической рифтовой системы привели к появлению областей земной коры в значительной степени насыщенных магматическими породами (см. рис. 1). При районировании территорий такие области принято называть магматическими провинциями [117]. Поскольку их появление в ААРС происходило как до, так и после начала спрединга, который продолжается и в настоящее время, существуют две принципиальные группы магматических провинций – до- и синспрединговые, которые включают все многообразие наблюдаемых образований.

Доспрединговые магматические провинции отвечают критериям определения т.н. больших магматических провинций в понимании [84]. Эти авторы показали, что такие магматические провинции являются исключительно континентальными образованиями, которые, в большинстве случаев, формировались намного ранее начала спрединга и, соответственно, не могут рассматриваться как его непосредственная причина.

В пределах ААРС этим критериям полностью соответствует Центрально-Атлантическая магматическая провинция (ЦАМП) с возрастом около 200 млн лет [118]. Разрозненные в современной структуре фрагменты этой провинции присутствуют в Северной и Южной Америках, Европе и Африке и тяготеют к обрамлению самого древнего – пятого сегмента Атлантики, где спрединг начался около 170 млн лет назад (см. рис. 1).

Фрагменты другой доспрединговой магматической провинции с возрастом около 132 млн лет находятся в Южной Америке (Парана) и Африке (Етендека) и тяготеют к границе 2 и 3 сегментов ААРС с возрастами начала спрединга в интервале 120–130 млн лет (см. рис. 1).

На северном фланге ААРС к доспрединговым относятся магматические провинции Северо-Атлантическая (САМП) и Высокой Арктики (МПВА) с возрастами формирования около 60 и 130–125 млн лет, соответственно. Первая приурочена к седьмому сегменту ААРС, где начало спрединга (около 59 млн лет) очень близко времени ее формирования, вторая – к хребту Гаккеля, где старт спрединга (около 54 или позже 33 млн лет) произошел намного позже.

Магматические провинции сибирского обрамления арктического региона появились на границе перми и триаса около 250 млн лет назад на основном этапе траппового вулканизма в Восточной и Западной Сибири (см. рис. 1). Сходство составов базальтов позволяет рассматривать эти территории в составе единой Урало-Сибирской магматической провинции [147]. На Западно-Сибирской плите магматизм сопутствовал интенсивному рифтингу, который продолжался до 165 млн лет (средняя юра, батский век). В северном направлении сходная обстановка имела место на территории Южно-Карской впадины, где раннетриасовый базитовый магматизм проявился на раннем этапе рифтогенеза, приведшем к глубокой переработке Земной коры [8, 55].

К тому же этапу относятся многочисленные интрузии долеритов и габбро-долеритов, а также секущие их дайки пикритов на островах Бельковский и Котельный. Их U–Pb возраст по цирконам составляет 252 ± 2 млн лет [110]. Острова Анжу, по мнению [110], не являлись экзотическим террейном, отделенным океаном в раннем мезозое от Сибири, а входили в ее состав в раннем триасе. По петро- и геохимическим составам они аналогичны Сибирским траппам, что позволяет говорить о существовании единой магматической провинции.

Внутриплитный вулканизм проявился 252 ± ± 4 млн лет назад и в районе Чукотского полуострова. Габброиды здесь по геохимии и изотопному Rb–Sr и Sm–Nd составу близки к контаминированным толеитовым базальтам трапповой или платформенной стадии магматической провинции Сибири, но отличаются от них более высокой степенью фракционирования [115]. Породы, отвечающие по составу ранней и поздней стадиям становления магматической провинции Сибири, до настоящего времени на Чукотке не установлены. Имеющиеся данные не достаточны для подтверждения или отрицания возможной связи пермо-триасового – раннетриасового внутриплитного магматизма Чукотской окраины с активностью Сибирского плюма, однако они отражают колоссальный масштаб растяжения и магматической переработки континентальной коры в это время.

Проявления юрско-мелового базальтоидного магматизма связывают с влиянием Баренцевско–Амеразийского суперплюма [75]. Его зарождение началось, видимо, еще в позднем триасе [65], а дальнейшее развитие в течение ранней юры привело к появлению в разрезах ЗФИ силловых тел и немногочисленных базальтовых покровов [46, 56].

На островной территории архипелага Земля Франца-Иосифа (ЗФИ) юрские толеитовые базальты и долериты с возрастами 189–156 млн лет установлены на островах Земля Александры, Нортбрук, Гукера и Скотт-Келти [34]. По химическому составу они полностью соответствуют типичным платобазальтам Сибирской платформы. Массовые покровные излияния базальтов известны только на ЗФИ, единичные – на островах Земли Короля Карла. На остальной части шельфа Баренцева моря происходило внедрение базальтоидных силлов. Они прослеживаются далеко на юг в Восточно-Баренцевский трог, разрез которого до отложений нижнего мела включительно насыщен силлами долеритов, сходных по составу и возрасту с базальтоидами ЗФИ [73]. В разрезе пермско-нижнемелового осадочного чехла шельфа в направлении с юга на север силлы занимают все более высокие гипсометрические уровни вплоть до выхода на экзарационную поверхность дна моря на шельфе ЗФИ.

В МПВА меловой базальтовый магматизм траппового типа широко проявлен на островах Канадского архипелага, поднятии Менделеева–Альфа, в Чукотской и части Канадской котловин (см. рис. 1). Магматизм здесь начался около 130–125 млн лет назад. На Канадском архипелаге было несколько фаз магматизма, последняя из которых завершилась около 80 млн лет назад. На поднятии Альфа–Менделеева эти процессы происходили в интервале 127–80 млн лет с пиком около 110–115 млн лет [25, 44, 92].

Синспрединговые магматические провинции включают в себя подводные горы, хребты и области аномальной океанической коры, появившиеся после начала спрединга (см. рис. 1).

Некоторые синспрединговые магматические провинции сопровождали начальные стадии спрединга, другие появились существенно позже начала формирования океанической коры. К последним относятся Тринидад–Мартин Ваз (около 85 млн лет) и Китовый хребет (около 80 млн лет) в сегментах с началом спрединга 130–120 млн лет; Азорский и Канарский архипелаги, группа подводных гор Атлантис-Метеор с миоцен-плиоценовым вулканизмом в самом древнем сегменте Атлантики [69] и многие другие.

Как ни парадоксально, но группа синспрединговых магматических провинций оказалась наиболее сложной для точной оценки интенсивности рифтогенеза. Анализ магматических провинций в Центральной и Южной Атлантике – областях с медленным и ультрамедленным спредингом показал, что прямого подтверждения связи интенсивности магматизма со скоростями спрединговых процессов в настоящее время нет [117]. Связано это как со сложностью оценки диапазона начальных скоростей спрединга по магнитным аномалиям, так и необоснованными представлениями о синхронности старта спрединга с излияниями базальтов.

Большинство из синспрединговых магматических образований можно связать с действием долгоживущих аномалий в мантии, имеющих меньшие скорости магмогенерации, чем при формировании доспрединговых магматических провинций [84]. Ряд структур отражает динамическую подвижность ветвей плюма. Например, в Экваториальном секторе Атлантики парная система возвышенностей Сьерра-Леоне и Сеара образует симметричный рисунок минимумов аномального магнитного поля (АМП) типа “бычьих глаз” (см. рис. 1). Такая конфигурация могла образоваться при кратковременном пересечении ветви плюма с осью САХ при непродолжительном импульсе поступления расплава по данному ответвлению с последующим затуханием магматической активности [54].

Если при продолжении активности плюма ось ААРС смещается в сторону, возникают конфигурации вида Риу-Гранди – Китовый хребет (см. рис. 1). Активные в настоящее время плюмы около оси ААРС могут иметь в верхней мантии несколько каналов выхода к поверхности и формировать в обрамлении цепочки подводных гор. Анализ характера АМП между разломами Атлантис и Вима, находящимися, соответственно, в Северной и Южной (экваториальной) Атлантике, позволил выявить 6 парных относительно срединного хребта зон [53, 54].

Строение литосферы ААРС

На всех этапах развития строение литосферы определялось взаимосвязанными рифтогенными и магматическими процессами. Для оценки ее современного состояния на основании анализа отношения сейсмических скоростей V_p/V_s в мантии по данным сейсмотомографии на всем протяжении ААРС рассчитан атрибут подвижности δ(V_p/V_s) [53]. Этот параметр позволяет проследить строение мантийного разреза в рамках термальной интерпретации аномалий скоростей и характеризует области среды, различающиеся по геодинамической подвижности [53].

В атлантических сегментах (с 1 по 7) разрез δ(V_p/V_s) содержит весьма интенсивную “горячую” аномалию от поверхности до глубины около 250 км. Конфигурация поля δ(V_p/V_s) соответствует сечению плоскостью разреза ответвлений суперплюма, самым северным из которых является Исландский плюм [140]. Иные характеристики в поле атрибута δ(V_p/V_s) обнаруживает разрез вдоль хребта Гаккеля в Евразийском бассейне (арктический сегмент 8). Нижняя мантия здесь представлена в основном не типичными для САХ “холодными” значениями атрибута δ(V_p/V_s). В частности, “холодная” аномалия в западной части хребта Гаккеля сопоставима со значениями в континентальной коре Северо-Восточной Евразии.

Распределение суммарного сейсмического момента показывает, что главная геодинамическая активность ААРС сосредоточена практически в точечных зонах – либо сдвиговых, либо плюмовых, а ~90% длины ААРС содержит эпицентры слабых сейсмических событий, связанных со спрединговыми процессами. Большая часть базальтов, выплавившихся вдоль ААРС, относится к так называемой спрединговой ассоциации ТОР-2 [24], которая обладает наименьшими температурой и глубиной отделения расплава. Совмещение в пространстве этого типа магматизма со слабой сейсмичностью показывает, что фоновый процесс аккреции коры в ААРС не сопровождается интенсивным выделением энергии. Эта закономерность нарушается в местах, где на структуры ААРС накладываются ветви суперплюмов и ось рифта имеет большое (>100 км) латеральное смещение. Максимальное энерговыделение, таким образом, происходит в геодинамических обстановках, не связанных с генерацией новой коры при расхождении плит от протяженной дивергентной границы [140].

Фундаментальной гипотезой, объясняющей подобное протекание тектогенеза вдоль этой системы, является рифтогенез как отклик на дрейф плит. Возможным движущим механизмом этих процессов является перераспределение масс на поверхности вращающего космического тела [54, 140]. В пользу такого подхода свидетельствует отсутствие сплошного потока прогретой восходящей от ядра мантии под осью ААРС по данным сейсмотомографии [54, 113].

На обоснованность этого подхода указывает глубина подошвы горячей вдольосевой сейсмотомографической аномалии ААРС, составляющей не более 120–150 км [136], то есть имеющей значение приблизительно равное глубине солидуса и не имеющей более глубоких корней за исключением областей пересечения с ветвями Африканского суперплюма [18]. При этом триггером запуска процессов рифтогенеза и разрядки накопленных напряжений вдоль длинных сегментов ААРС, но не их причиной, может быть система локальных ответвлений от суперплюма, формирующих зоны пониженной вязкости. Российский сегмент Арктики содержит два района, где имеет место взаимодействие рифта и плюма со структурным континентальным барьером – море Лаптевых и архипелаг Земли Франца-Иосифа [54, 140].

Область сочленения атлантических и арктических структур

Сочленение структурных элементов Арктики и Атлантики происходит вблизи пролива Фрама – относительно узкого перешейка между Гренландией и архипелагом Свальбард (рис. 2).

В геологическом отношении здесь расположена долгоживущая Шпицбергенско–Гренландская сдвиговая зона, отделяющая Норвежско-Гренландский бассейн от Баренцевоморской плиты. В современной структуре к ней приурочены рифтогенные хребты Книповича и Моллой, которые через трог Лена прослеживаются в хребет Гаккеля. Смещение последнего относительно оси хребта Мона – крайнего элемента цепочки Срединно-Атлантических рифтов составляет почти 1000 км.

Природа хребта Книповича до настоящего времени вызывает много вопросов. С одной стороны, здесь имеются явные признаки рифтогенного океанического вулканизма, с другой, его структурный рисунок и геофизические поля не соответствуют таковым в типичных срединно-океанических хребтах [52]. В плане рифт Книповича представляет собой серию сдвиговых бассейнов вида пулл-апарт, отделенных друг от друга ортогональными их длинным осям разломами [129, 51 ].

Начало образования рассматриваемых структур относится к позднему мелу, когда около 80 млн лет произошло образование правосторонней континентальной сдвиговой зоны (Палеошпицбергенский разлом) между Свальбардом и Гренландией [45, 137, 142, 146]. На севере эта разломная зона переходила в растущие океанические структуры Арктики, а на юге – в структуры Норвежско-Гренландского бассейна. Относительное движение между Шпицбергеном и Гренландией имело северо-западную ориентировку. Движения по этой долгоживущей сдвиговой зоне сопровождались чередованиями этапов сжатия и растяжения. Собственно спрединг в Норвежском море с образованием океанической коры начался около 65–57 млн лет (хребет Мона). В дальнейшем растяжение привело к формированию хребта Книповича с ростом его в северном направлении от хребта Мона. Изменение направления спрединга в Лабрадорском море к западу от Гренландии привело к кратковременному сжатию в палеоцене (59–56 млн лет) с формированием складчатого пояса западного Шпицбергена. Спрединг в это время имел место только в хребте Мона, тогда как рифтинг и утонение коры происходили в образующемся Норвежско-Гренландском бассейне. Новый этап растяжения начался 49 млн лет назад. В южной части хребта Книповича спрединг начался в раннем палеогене, в центральной части хребта – в миоцене, а на севере время начала спрединга условно оценивается в 5 млн лет.

Таким образом, на ранней стадии развития Арктической системы континентальная зона сдвига в результате продвижения спредингового центра со стороны хребта Мона превратилась в рифт Книповича.

Евразийский бассейн

Осевую часть бассейна образует хребет Гаккеля – протяженный (1800 км) рифт, морфологически сходный со срединно-океаническими структурами в осевой части Атлантики (см. рис. 2). Обрамляют хребет котловины Амундсена и Нансена. Разрезы осадков в котловинах сопоставимы между собой, однако во впадине Нансена мощность осадков достигает 4 км, что примерно вдвое превышает максимальную мощность осадков в котловине Амундсена [44].

Скорость спрединга в хребте Гаккеля в 2–4 раза ниже, чем в Атлантике и составляет по разным оценкам от 0.5–1.2 см/год [87, 105] до 1–1.5 см/год [98, 127].

В структуре аномального магнитного поля проявлены линейные магнитные аномалии, которые связывают с событиями постепенного раскрытия океанического дна [33, 38]. Клиновидное в плане положение магнитных аномалий рассматривают как свидетельство раскрытия бассейна со стороны пролива Фрама. Скорости спрединга по мере развития рифтовой структуры прогрессивно сокращались, также как в хребтах Рейкьянес и Лабрадор [14, 97].

Ближайшая к оси хребта Гаккеля распознаваемая магнитная аномалия 2 имеет возраст 3.5 млн лет. Аномалия 5 прослеживается от шельфа моря Лаптевых до пролива Фрама, а в сторону бортов бассейна устанавливаются парные магнитные аномалии 24 (53 млн лет) [81, 85, 98, 100]. Следует отметить, что некоторые исследователи, ссылаясь на неопределенности в хронологической идентификации магнитных аномалий, указывают на неоднозначность предлагаемых реконструкций истории Евразийского бассейна [6, 17, 23].

В одной из недавних публикаций предположено, что Евразийский бассейн как единая структура сформировался примерно на 60–120 млн лет раньше начала спрединга, постулируемого магнитостратиграфией [23]. В акустическом фундаменте Евразийской впадины, прилегающей к морю Лаптевых, выявлены разновозрастные складчатые комплексы Таймыра и шельфа моря Лаптевых. Предполагается, что осадочный чехол на позднекиммерийском складчатом фундаменте в прилаптевоморской части котловины Амундсена начал формироваться с апта, а базальные горизонты чехла в сторону п-ова Таймыр и Баренцевоморско-Карской окраины имеет юрский – раннемеловой возраст [23].

Анализ потенциальных полей показывает поперечную сегментацию и асимметричность Евразийского бассейна. Линейные магнитные аномалии часто осложнены поперечными смещениями, а характер их распределения вдоль простирания бассейна заметно меняется. В качестве примечательного геораздела Евразийского бассейна по ряду параметров выявляется линия вдоль меридиана 75° в.д. В сторону моря Лаптевых от него происходит резкое сужение зоны линейных магнитных аномалий, причем область полосовых магнитных аномалий в котловине Амундсена заметно шире, чем в котловине Нансена [6]. Сейсмические и батиметрические данные указывают на то, что ось современного спрединга здесь сдвинута к южному крылу хребта Гаккеля [106]. Перескок оси спрединга в этой части хребта на 60–80 км предположительно произошел около 5 млн лет назад [6].

На этом же георазделе резко меняется характер распространения гравитационных аномалий: к западу от меридиана 75° в.д. они ориентированы вдоль окраин котловин или трансформно к окраинам и к хребту Гаккеля. К востоку от раздела аномалии разворачиваются под углом 30°–40° к окраинам и хребту и не пересекают хребет Гаккеля [6]. С этим георазделом связан, вероятно, и пояс положительных и отрицательных аномалий магнитного поля, который протягивается от центрального сегмента хребта Ломоносова через Евразийский бассейн в желоб Святой Анны к восточной границе Земли Франца-Иосифа (ЗФИ) и далее в Северо-Баренцевскую впадину [6].

В осевой зоне хребта установлены центры активного вулканизма [125], однако магматическая активность варьирует по простиранию структуры. Установлены три крупных сегмента, центральный из которых характеризуется слабым магматизмом при полном отсутствии базальтов и преобладании перидотитов [87, 121]. Исходя из процентного содержания базальтов в драгированном со дна материале, предполагается, что вблизи 70° в.д. происходит постепенный переход от амагматического характера строения дна к магматическому [121]. Малое количество базальтового материала и сильная расчлененность рельефа хребта указывают на то, что растяжение (по крайней мере, на значительном части хребта) происходило в холодной хрупкой коре.

Возникновение Евразийского бассейна связывают с разрастанием дна в кайнозое за счет образования океанической коры в эоцене около 56 млн лет назад. Начало медленного (1.2 см/год) раскрытия пролива Фрама в начале олигоцена 33 млн лет назад привело к снижению скорости спрединга в хребте Гаккеля до 0.5 см/год [15, 63, 81, 85].

Некоторые из перечисленных построений могут быть существенно пересмотрены. При рассмотрении магнитометрических данных для осевой зоны Евразийского бассейна оказалось, что выделявшиеся там линейные магнитные аномалии вовсе не являются непрерывными, а сегментированы и приурочены к дискретным вулканическим центрам [23]. Соответственно, хроностратиграфические оценки времени формирования хребта Гаккеля оказываются некорректными. По сейсмическим данным установлен миоценовый (23 млн лет) возраст появления хребта Гаккеля и, возможно, олигоценовый (33 млн лет), но не более древний возраст спрединга [23].

Шельф моря Лаптевых и Верхоянская складчатая система

Расположенный на простирании Евразийского бассейна шельф представляет собой полого наклоненную к северу равнину, практически лишенную контрастных структур на дне, глубина которого не превышает 500 м. На шельфе прослеживаются линейные отрицательные аномалии силы тяжести в свободном воздухе. Они выражены чередованием узких линейных высокоградиентных зон северо-западного и субдолготного простираний, протягивающихся от континентального склона на побережье [6]. В переходной к материку зоне магнитное поле практически однородно в отличие от полосовой картины магнитных аномалий со стороны хребта Гаккеля [30].

Гравитационным аномалиям соответствуют скрытые чехлом узкие глубокие (4–12 км) грабены и прогибы северо-западного простирания (Усть-Ленский, Омолойский, Усть-Янский, Бельковско-Святоносский и др.), имеющие длину до 200–250 км при ширине 40–60 км [2, 3, 18, 21]. Наиболее крупным является меридиональный Усть-Ленский грабен. Он прослежен от южной оконечности залива Буор-Хая до 75° с.ш. на расстояние 400–420 км. В северной части ширина грабена достигает 150–170 км. К югу он постепенно сужается и в средней части залива Буор-Хая его ширина не превышает 30–40 км. В северной и центральной частях грабена его борта кулисообразно смещены серией субширотных сдвигов. Впадины разделены между собой и ограничены совокупностью подводных структур: Центрально-Лаптевским поднятием, Шилонской структурной террасой, Столбовским горстом и др.

Предполагается, что осадки имеют позднемеловой – голоценовый возраст, а их мощности уменьшаются от 10–12 км в Южно-Лаптевском и Усть-Ленском рифтах до 4–5 км в Бельковско-Святоносском рифте. Внутренняя структура рифтов при этом упрощается [27].

История формирования структур Лаптевоморского шельфа представляется следующим образом. В верхнем мелу – палеоцене (95(?) – 80–55 млн лет) растяжение коры на шельфе сопровождалось накоплением в растущих прогибах большого объема обломочного материала, сносимого с Таймыра, Верхоянья, Северной Земли и севера Сибири [13]. В конце эоцена – начале олигоцена (33 млн лет назад) в регионе началась активизация тектонических движений, отразившаяся в регрессии моря и поступлении грубообломочного материала в грабены из областей относительно приподнятых блоков. В среднем олигоцене – раннем и начале среднего миоцена в регионе, включая шельф, устанавливается обстановка сжатия, с частыми перерывами осадконакопления. В среднем миоцене (13 млн лет назад), предположительно, заложились системы сдвигов, деформировавших накопленную ранее толщу меловых – раннемиоценовых образований [26, 27].

Судя по механизмам землетрясений, весь шельф моря Лаптевых в настоящее время находится в режиме растяжения, которое приводит к растаскиванию литосферных блоков в субширотном направлении [1]. Эпицентры землетрясений и фокальные механизмы образуют ромбовидный рисунок. Можно рассматривать его как результат встречи ветвей двух точек тройных сочленений – в северной части шельфа (примерно 78° с.ш. и 126° в.д.) и на юге в заливе Буор-Хая [1].

Области растяжения на некоторых участках совпадают с проявлениями кайнозойского базальтового вулканизма [25]. В части моря Лаптевых, примыкающей к Евразийскому бассейну, отмечается появившаяся не ранее плиоцена (5 млн лет назад) система протрузий, которые связывают с проявлением рассеянного рифтообразования [23]. Авторы указанной работы предполагают, что в будущем эти разрозненные рифтовые структуры на границе шельфа моря Лаптевых и Евразийского бассейна могут сформироваться в морфологически выраженный продольный хребет.

Сейсмологические и геолого-структурные данные свидетельствуют в пользу сопряженности рифтогенных структур Евразийского бассейна, шельфа моря Лаптевых и хребта Черского [18, 20, 30, 31, 95]. Континентальная часть этой цепочки структур от моря Лаптевых до побережья Охотского моря пространственно приурочена к Верхоянской складчатой системе. До верхнего плейстоцена (0.126 млн лет) она развивалась как Момская континентальная рифтовая система, имеющая все признаки континентального рифтинга. К настоящему времени система Момских впадин развивается в режиме транспрессионного сжатия за счет сближения Евроазиатской и Североамериканской плит. Причиной сближения считают перемещение полюса вращения литосферных плит с побережья Охотского моря в район побережья моря Лаптевых [30].

На этом основании Верхоянская складчатая система рассматривается как центральный сегмент гигантского активного в настоящее время Арктико-Азиатского сейсмического пояса, соединяющего проявления сейсмичности в Северном Ледовитом и Тихом океанах [31, 89].

Сама Верхоянская складчатая система имеет длительную историю развития. Преобладающая роль в ее строении принадлежит верхнепалеозойско-нижнемезозойскому терригенному верхоянскому комплексу, мощность которого достигает 10–12 км [63]. Он образован за счет сноса обломочного материала с Сибирского континента и в сторону от платформы обнаруживает отчетливые фациальные изменения с увеличением глубоководности отложений. Нижнюю часть разреза образуют рифей-нижнекаменноугольные шельфовые отложения, среди которых значительное место занимают карбонаты [4, 63]. Отложения имеют покровно-надвиговую структуру с надвиганием в юго-западном и южном направлениях – в сторону платформы, где перед фронтом складчатости находятся Енисей-Хатангский, Лено-Анабарский и Предверхоянский краевые прогибы. Во фронтальной части северной половины Верхоянской складчатой системы, подходящей к берегу моря Лаптевых, присутствуют крупные надвиги [63].

Шельф Баренцева моря

Основание этой обширной композитной морфоструктуры составляют три плиты: на западе – Норвежская, в центре – Свальбардская, а на юго-востоке – Тимано-Печорская. Наиболее крупная Свальбардская плита включает территории архипелагов Свальбард, Земля Франца-Иосифа (ЗФИ) и Новая Земля. Ее фундамент представлен приподнятыми блоками добайкальских пород, которые разделены отчетливо выраженными в рельефе дна глубокими трогами Франц-Виктория, Святой Анны и Воронина [7].

Рифтообразные прогибы и троги у северной окраины шельфа ориентированы в север-северо-западном и север-северо-восточном направлениях, практически перпендикулярно к континентальной окраине [60, 102]. Также в субмеридиональном направлении ориентирован пояс положительных и отрицательных гравитационных аномалий, протягивающийся от центрального сегмента поднятия Ломоносова через котловину Амундсена, хребет Гаккеля и котловину Нансена в желоб Святой Анны, к восточной границе ЗФИ и далее в Северо-Баренцевскую впадину [6].

Восточно-Баренцевский трог протягивается в север-северо-восточном направлении субпараллельно архипелагу Новая Земля на расстояние более 1500 км и имеет ширину от 300 до 600 км [73]. Фундамент этой структуры местами расположен на глубинах 18–20 км и более. Трог распадается на две впадины Южную и Северную, разделенные Лудловской седловиной. Мощность коры во впадинах составляет до 25–20 км. В осадочном выполнении впадин наибольшие мощности (6–8 км) приходятся на терригенные отложения верхней перми – триаса, а также девона, в то время как каменноугольно-пермские карбонаты имеют мощность менее 1 км. Весь разрез до нижнего мела включительно насыщен силлами долеритов, сходных по составу и возрасту с таковыми на ЗФИ [73].

Восточная часть массива Земли Франца-Иосифа является глубокопогруженным блоком, перекрытым палеозойско-триасовым чехлом мощностью свыше 3.5 км. Он отделен от западной части системами разломов, вдоль которых образовались узкие щелевидные грабены. Западная часть массива ЗФИ представляет собой приподнятый относительно других докембрийский блок, на котором, по данным бурения, залегают вендские, каменноугольные, триасовые и юрские отложения [7, 73].

Мезозойские отложения формируют платформенный чехол. На островах архипелага Земли Франца-Иосифа триасовые отложения вскрыты во всех параметрических скважинах (Нагурская, Хейса, Северная). На рубеже триасового и юрского периодов происходила существенная перестройка палеотектонических и палеогеографических условий формирования осадков. В самом начале юрского периода территория западной и центральной частей архипелага ЗФИ, включая зону современного шельфа, представляла собой обширную сушу, где размывались ранее накопившиеся толщи и формировались коры выветривания.

На ЗФИ выделяются два различных по возрасту и составу магматических комплекса [35]. Раннемезозойский магматический комплекс представлен толеитовыми базальтами и долеритами островов Земля Александры, Нортбрук, Гукера и Скотт-Келти с изотопными возрастами 189–156 млн лет. Позднемезозойский магматический комплекс представлен покровами и штоками базальтов о-ва Земля Александры, а также дайками и силлами толеитовых долеритов о-ва Хейса с возрастом 137–124 млн лет, что согласуется с опубликованными ранее возрастами дайки “Сквозная” и одного из силлов острова.

На о-ве Земля Александры позднемезозойские вулканиты обнажены в северо-восточной его части [34]. Сравнение вулканитов архипелага с магматическими комплексами известных геодинамических обстановок показывает, что по всем вещественным признакам вулканиты раннемезозойского магматического комплекса соответствуют типичным платобазальтам Сибирской платформы, тогда как позднемезозойские образования сходны с плюмовыми вулканитами горячих точек внутриокеанических островов [34].

Шельф Карского моря и Западно-Сибирская плита

По типу фундамента, характеру структур, возрасту и мощности осадочного чехла в составе Карского шельфа различают Южно-Карскую впадину и Карскую плиту. На северо-западе они разделены поднятием Северного Сибирского порога, а на юге – пограничными с ним Свердрупским валом и прогибом Арктического института [8, 40].

Результаты бурения на Карском шельфе отражают гетерогеннность фундамента. На о. Свердруп в основании плитного чехла бурением вскрыты метаморфические породы венда [19, 61], а на п-ове Ямал в кровле доюрского фундамента обнаружены разновозрастные терригенные, карбонатные, метаморфические и вулканогенные породы, прорываемые дайками основного состава и мелкими интрузиями палеозойских гранитов. Пайхойско-Новоземельская и Таймырско-Североземельская зоны складчатых деформаций выделяются в рельефе фундамента как области линейно-вытянутых воздыманий [9].

Предложены разные модели столкновения Карского блока с Сибирской окраиной. Модель трансформации структуры Таймырского фланга Сибири при взаимодействии с Карским микроконтинентом детально изложена в [145]. Согласно этой модели, формирование близкой к современной структуры происходило в три этапа – в силуре–девоне (430–400 млн лет), карбоне–перми (300–260 млн лет) и перми–триасе (260–240 млн лет).

Палеомагнитные и изотопные данные для пород Таймыра показывают, что Уральская коллизия в карбоне–перми на Южном и Центральном Таймыре практически не проявилась, а интенсивное правостороннее сжатие с формированием основой складчатости началось в позднем триасе [147]. Это событие отчетливо проявлено также в Тимано-Печорском районе, на юге Баренцева моря и Новой Земле. Основной этап складчатости имел место в период 230–190 млн лет и завершился до накопления несогласно полого залегающих осадочных пород ранней юры. Однако причина сжатия не ясна. Возможно, деформации связаны с началом формирования Арктического океана [147]. Согласно палеомагнитным и изотопным ⁴⁰Ar/³⁹Ar данным интрузивный магматизм с формированием силлов Южного Таймыра имел место в период 230–220 млн лет, что на 20 млн лет позже, чем основной импульс траппового вулканизма. Эти возраста соответствуют времени формирования гранитов Новой Земли и позднего интрузивного и пирокластического комплекса окраин Cибирской трапповой провинции. Только данные по базальтам на самом юге Таймыра дают древний возраст (248.5 ± ± 6.0 млн лет), соответствующий времени основной фазы траппового вулканизма [147].

Южно-Карская впадина имеет домезозойский фундамент (метаморфизованные образования рифейского-раннепалеозойского возраста), который погружен на глубины 12–14 км, а в центральной части разделен на несколько приподнятых горстовидных блоков (Русановский, Рогозинский и др.). Над ними суммарная мощность мезозойско-кайнозойских отложений сокращена до 5–7 км. Блоки разделены глубокими рифтогенными трогами, имеющими в основном меридиональное простирание. В грабеновых структурах центральной части впадины мощность синрифтового пермско-триасового комплекса оценивается в 6–7 км, причем наличие связи этих структур с положительными гравитационными и магнитными аномалиями рассматривается как свидетельство глубокой переработки земной коры в рифтогенных зонах и проявления в них раннетриасового базитового магматизма, отвечающего раннему этапу рифтогенеза [8]. Эта черта геологического строения Южно-Карской впадины указывает на ее связь с рифтогенными структурами находящейся южнее Западно-Сибирской плиты [55, 59].

Западно-Сибирская плита (ЗСП) на востоке граничит с Сибирской платформой, на юге – с палеозойскими сооружениями Центрального Казахстана, Алтая и Салаирско-Саянской области, на западе – со складчатой системой Урала. Мощность литосферы под ЗСП составляет 100–150 км. Глубина до сейсмического Мохо не превышает 46 км, уменьшается до 38 км под центральной частью и до 34 км далее на север под рифтом Уренгой [135]. В отличие от Сибирского кратона здесь не отмечено архейских пород. Мезо-кайнозойский осадочный чехол достигает 10 км на севере и уменьшается к югу и к краям плиты.

Структуры растяжения ориентированы по долготе. Центральное положение из них занимает Уренгойско-Колтогорская система рифтов, протянувшаяся на 1500 км от Карского моря до широты г. Омска (см. рис. 2). Восточный борт системы вытянут вдоль меридиана 80° в.д. – примечательного геораздела, прослеженного до Северного полюса и отделяющего области с различными характеристиками потенциальных полей [6, 86]. Эта же долгота фигурирует в гипотезе раскрытия клиновидного “Обского океана”. Было предположено, что полюс раскрытия последнего за счет вращения Сибири относительно Восточной Европы на 13.4° находился в точке с координатами 60° с.ш. и 80° в.д. [5].

Три структурных этажа отражают историю развития территории. Два нижних – палеозойский складчатый фундамент и рифтогенный триасовый называют доюрским основанием Западно-Сибирской плиты [29]. В позднем триасе накапливались исключительно терригенные осадки, а в конце средней юры началось погружение территории с образованием одного из крупнейших в мире Западно-Сибирского осадочного бассейна.

Базальтовый магматизм проявился в раннем и начале среднего триаса около 250–245 млн лет тому назад. По составу базальты ЗСП аналогичны таковым Сибирской трапповой провинции и рассматриваются как часть крупной Урало-Сибирской магматической провинции [48]. Рифтогенные процессы продолжились в триасе после завершения базальтового магматизма. Самые древние перекрывающие рифт отложения имеют возраст 165 млн лет, т.е. рифтинг продолжался длительное время (в течение 85 млн лет).

Поднятие Ломоносова

Линейная блоковая структура протягивается от 86° с.ш. Северной Америки до 80° с.ш. Евразии (см. рис. 2). С американской стороны поднятие представляет собой единую структуру, а в евразийском направлении разветвляется на сложно построенные субпараллельные гряды и горы [47, 88]. Последние имеют амплитуду рельефа от 1500 до 2500 м и протягиваются на расстояние от 100 до 400 км в котловины Амундсена и Макарова. От Северного полюса в сторону Евразии наблюдается изгиб поднятия Ломоносова, который отражен также в изгибах гравитационных и магнитных аномалий Евразийского бассейна.

Вкрест простирания поднятие асимметрично. Евразийский склон характеризуется многочисленными блоками, развернутыми по сбросам, наклоненным в сторону Евразийского бассейна. Такая структура вместе с резким градиентом силы тяжести, расположенным непосредственно у хребта Ломоносова в зоне окончания магнитных аномалий спредингового типа, характерна для невулканических рифтовых континентальных окраин [47, 88].

На Амеразийском склоне наклоненные блоки фундамента отсутствуют. Здесь граница поднятия проходит вдоль непрерывной серии впадин котловины Подводников на глубинах от 2600 до 3800 м, разделенных 500-метровыми ступенями. Крутизна склона поднятия в северной части котловины Подводников варьирует от 8° до 20°, а бровка расположена на глубинах от 800 до 1400 м. В пределах южной части поднятия его вершинная часть располагается в основном на глубинах от 800 до 1500 м [47].

Согласно материалам сейсморазведки и результатам глубоководного бурения в Арктике (ACEX) кайнозойский чехол с угловым несогласием перекрывает более древние осадки [79, 104]. Выявлены перерыв в осадконакоплении в позднем миоцене продолжительностью 2.2 млн лет и более продолжительный перерыв протяженностью 26 млн лет в интервале 18.2–44.4 млн лет. Средняя скорость осадконакопления в кайонозое в этом районе составила 15 м/млн лет. В составе осадочного чехла обнаружены мелководные морские осадки позднего палеоцена – раннего эоцена, в том числе связанные с периодом термального максимума.

Одним из ключевых вопросов геологии хребта Ломоносова является характер его сочленения с континентальными окраинами. По данным [47] с внешнего шельфа морей Лаптевых и Восточно-Сибирского на хребет Ломоносова прослеживаются стратифицированные кайнозойские комплексы, промежуточный комплекс и кристаллические слои коры. В зоне сопряжения хребта с шельфом их прослеживание осложнено тектоническими нарушениями нормального сбросового типа, проникающими в кристаллическую часть коры.

От Гренландии и острова Элсмир поднятие отделено глубоким осадочным бассейном Кленовой (бассейном моря Линкольна), под которым геофизическими методами установлена крупная сдвиговая зона в значительно утоненной континентальной коре [91, 130].

Континентальная природа поднятия Ломоносова сомнений не вызывает. Результаты драгирования склонов показывают, что поднятие сложено раннепалеозойскими складчатыми и метаморфическими комплексами и является частью раннепалеозойского каледонского орогена [108, 133]. Но мнения об изначальном положении материнского блока континентальной коры остаются предметом дискуссии. Поднятие могло обособиться от массива Арктиды близ его современного положения [8, 39, 141]. Согласно другим работам, хребет Ломоносова представляет собой линейный блок континентальной коры, отделившийся в результате раскрытия Евразийской котловины от Баренцевоморского шельфа приблизительно 58 млн лет назад в раннем палеоцене [6, 109].

Поднятие Альфа–Менделеева и примыкающие бассейны

Поднятие Менделеева прослеживается от шельфа Восточно-Сибирского моря на север в направлении Канадского шельфа, где оно переходит в поднятие Альфа (см. рис. 2). Ширина поднятий варьирует от 200 до 400 км, а общая длина составляет около 1000 км. Понижение в рельефе дна в районе 83° с.ш., 80° в.д. отделяет наиболее широкую часть поднятия Альфа от более узкого поднятия Менделеева. Мощность коры под структурой составляет около 32 км, но уменьшается до 20 и 13 км в стороны впадин Подводников и Макарова, соответственно [107, 114, 132].

Отсутствие систематических вариаций в мощностях осадочного чехла и сопоставимые отражающие горизонты свидетельствуют о схожих обстановках осадконакопления в пределах обоих поднятий [82]. Поднятие Менделеева перекрыто акустически стратифицированными осадками мощностью 0.6–0.8 с [22, 82]. Если исходить из корреляции кайнозойского разреза и скорости осадконакопления в 1 см/тыс. лет в эоцене, то самые древние отложения на поднятии Менделеева и севере поднятия Альфа выше акустического фундамента могут иметь возраст 70–75 млн лет (кампан-маастрихт) [82]. По этим данным магматическая активность поднятия Менделеева с формированием акустического фундамента завершилась к раннему кампану (80 млн лет). Так как мощность осадков, перекрывающих выровненные поверхности и пологие склоны поднятий Менделеева и Альфа, одинакова, магматическая активность в этих структурах, вероятно, прекратилась одновременно [82, 83].

В пределах поднятия базальты образуют покровы, многочисленные дайки и силлы. Возраста поднятых базальтов варьируют от 110–127 до 80–90 млн лет [86, 50 ]. В составе фундамента обнаружены палеозойские осадочные породы с многочисленной фауной [138].

В северной части поднятия Альфа, впадины Макарова и прилегающих областей выявлены крупные и протяженные магнитные аномалии с положительной намагниченностью более 500 nT, практически ортогональные простиранию поднятия Альфа [90]. На о. Элсмир на продолжении поднятия Альфа известны серии даек восток-северо-восточного и север-северо-западного простирания в зоне шириной 250 км и длиной 500 км и связанные с ними потоки толеитовых базальтов (см. рис. 2). Согласно интерпретации [90] крупные магнитные аномалии у поднятий Альфа и Менделеева отвечают вулканизму, наложенному на геологическую структуру в период после 120 млн лет, и, возможно, связаны с растяжением региона, которое позднее привело к раскрытию кайнозойского Евразийского бассейна. В этом варианте интерпретации гигантские дайковые рои (минимум 800 × 350 км) с возрастом образования 138–120 млн лет протягивались от ЗФИ до поднятия Альфа перед раскрытием Евразийского бассейна. В этом случае логично считать, что поднятие Альфа, как и обширные части впадины Макарова, подстилается утоненной континентальной корой, насыщенной базальтовым материалом. Это может быть фрагмент вулканической пассивной окраины, образованной при полифазном расколе континента с сопутствовавшей магматической активностью. Такая модель хорошо согласуется с составами базальтов поднятия Альфа, которые, как следует из содержаний и соотношений рассеянных элементов, получены при плавлении континентальной литосферы [90].

В целом природа поднятия Альфа–Менделеева остается дискуссионной. Эти структуры рассматривают как океанические плато [82, 83, 103 и др.], области сильно утоненной континентальной коры, насыщенной базальтовым материалом [92, 107, 114, 122], или продолжение континентальной коры Евразии [6, 32, 42].

Бассейны Подводников и Макарова формировались в раннем мелу в апте-альбе (125–100 млн лет) синхронно с рифтингом на шельфах Чукотского и Восточно-Сибирского морей [43]. Вопросы о типе коры этих бассейнов остаются предметом дискуссии. В силу ее относительно большой (до 10 км) мощности образование бассейнов связывают с процессами сверхрастяжения континентальной коры [39, 107, 131].

Современная морфология, включая грабены и горсты, сформировалась в условиях растяжения после завершения магматизма, но самые последние проявления интрузивного магматизма происходили в раннем миоцене (22–14 млн лет). Они выражены хаотичными и рассеянными отражениями в толще мощностью 0.2–0.3 с [83].

Канадский бассейн

Структура представляет собой обширную котловину с выровненным рельефом дна и глубинами 3500–3900 м (см. рис. 2). Северо-восточной границей Канадского бассейна от поднятия Морис-Джессуп до моря Бофорта служит Канадско-Гренландский континентальный подъем, отчетливо выраженный в аномалиях поля силы тяжести. Юго-западная и южная части окаймлены террасой Бофорта и континентальной окраиной Бофорта, соответственно. На северо-западе Канадская котловина граничит с северо-восточным флангом поднятий Альфа–Менделеева и абиссальной равниной Менделеева [6].

В разрезе земной коры Канадского бассейна выделяются несколько горизонтов. Верхний (кайнозойский) со скоростями 1.8–3.6 км/с, средний (верхнемеловой) со скоростями 4.2–4.6 км/с и нижний (нижнемеловой) со скоростями от 6.6 до 7.7 км/с [8]. Дно бассейна перекрыто чехлом осадков позднемелового и кайнозойского возраста, мощность которых уменьшается с востока на запад от 12 до 6 км.

Линейный гравитационный минимум, интерпретируемый как ось древнего спрединга [111], занимает медианное положение в Канадском бассейне и протягивается от устья р. Маккензи до южного склона поднятия Альфа–Менделеева. Линейные магнитные аномалии не имеют четкого выражения. В осевой зоне предполагаемого спрединга идентифицированы аномалии М25–М12, с которыми связывают интервал 154–127 млн лет [3, 99, 143]. На этом основании полагают, что формирование основных структур, наблюдаемых в настоящее время, началось в конце поздней юры с раскрытия Канадского бассейна в киммеридже около 150 млн лет назад. Основную фазу раскрытия связывают со второй половиной раннемеловой эпохи с готерива (136 млн лет) до альба–сеномана (99 млн лет) [74].

Форма Канадского бассейна и простирание неотчетливых линейных магнитных аномалий интерпретируются рядом исследователей как результат вращения микроплиты Арктика-Аляска-Чукотка от Арктической Канады против часовой стрелки на 66° с полюсом около дельты р. Маккензи [8, 39, 92]. При этом наибольшее смещение элементов земной коры с отделением Евразийского блока от Канадского предположительно происходило по правостороннему сдвигу на границе поднятия Ломоносова и котловины Макарова [91, 92].

В тоже время, существует ряд геологических фактов, не укладывающихся в данную гипотезу. В частности, ротация в пределах Канадской котловины полностью не объясняет образование офиолитовой сутуры, которая протягивается на избыточное для данной модели расстояние, огибая блок континентальной коры с Новосибирскими островами [8]. Кроме того, данные по детритовым цирконам указывают на положение Чукотской части микроплиты вблизи Таймыра и Верхоянска, а не вблизи Канадской Арктики [122].

Следует отметить, что, несмотря на уточнение первоначальных моделей [99, 100] и появление новых данных о строении осадочного чехла и фундамента, происхождение Канадского бассейна остается во многом неясным. Механизм и стадии его развития остаются предметом обсуждений, а диапазон предлагаемых моделей чрезвычайно широк [44].

Шельфы Чукотского и Восточно-Сибирского морей

Развитие шельфов Восточно-Сибирского и Чукотского морей, как и вся структура Северо-Востока России от Чукотского полуострова до п-ва Таймыр, связано с мезозойской (юрско-меловой) складчатостью (см. рис. 2). Юрско-меловое время стало временем формирования складчатых сооружений от Новосибирских островов до Аляски. К позднему мелу на этой территории завершилась консолидация акустического фундамента, значительные складчатые деформации прекратились, и сформировался единый Новосибирско-Чукотско-Бруксовский орогенный пояс [64] или единая Новосибирско-Чукотско-Североаляскинская микроплита [120 и др.]. С океанической стороны пояс ограничен системой протяженных надвигов [61], со стороны Евразии включает арктические острова и Чукотский складчатый пояс, а на Американском континенте – структуры Северной Аляски.

Анализ аномального значения силы тяжести в свободном воздухе показывает, что континентальные шельфы Чукотского и Восточно-Сибирского морей отделены от океанической области четко выраженной системой максимумов, соответствующих осадкам, которые отлагались на его краю и не компенсировались прогибанием фундамента [111, 119]. Присутствие фрагментов каледонид (элсмирид) предполагается на шельфе Аляски и в северной части Чукотского моря [64].

Несмотря на резкий изгиб фронта мезозойских надвигов на траверзе мыса Хоуп, субширотная ориентировка структур деформации и связанных с ними осадочных бассейнов сохраняется на территории Северной Аляски (см. рис. 2).

Кроме субширотных на шельфе установлены меридиональные структуры, иногда проникающие в основание континентального склона. На шельфе Чукотского моря в сторону Канадского бассейна имеются два субмеридиональных выступа континентальной окраины – Чукотское плато и хребет Нортвинд [6, 32]. Поверхность плато рассечена субмеридионально ориентированными структурами растяжения [6]. Кора Чукотского плато по сейсмическим и гравиметрическим данным имеет континентальную природу. Палеозойские комплексы представлены платформенными мелководными, преимущественно карбонатными, отложениями. Выше залегает мел-кайнозойский терригенный чехол [61, 99].

Вдоль меридианов 165°–168° з.д. сейсмическими работами выявлена субмеридиональная правосдвиговая зона Ханна, развивавшаяся с палеоцена до среднего эоцена [116]. Эта зона с разной степенью отчетливости прослеживается в потенциальных полях [47]. Прямыми наблюдениями и по результатам комплексной обработки магнитных и гравитационных данных нарушения зоны Ханна по системе субпараллельных эшелонированных разрывов прослежены в Берингово море [70]. Предполагается, что эта протяженная сдвиговая зона имеет правосдвиговоую компоненту смещения и затрагивает как земную кору, так и верхнюю мантию. Амплитуда смещения по меридиональной сдвиговой зоне оценивается в 400 км [134].

Полученные данные позволили предположить, что полоса эшелонированных дизъюнктивных нарушений является границей между Новосибирско-Чукотской и Северо-Аляскинской микроплитами [77]. Это меняет представления о целостности Чукотско-Северо-Аляскинской микроплиты, однако хорошо согласуется с резким (90°) разворотом простирания фронта мезозойской складчатости близ мыса Хоуп (см. рис. 2).