Геотектоника, 2021, № 5, стр. 27-50

Проблема геологической достоверности магнито-стратиграфических данных

Основой для тектонических построений в Евразийском бассейне является система линейных магнитных аномалий, идентифицированных в конце 1960-х годов в Сибирском и Атлантическом сегментах бассейна [7, 78]. Позднее в Атлантическом сегменте Евразийского бассейна были проведены более современные и качественные аэромагнитные съемки, в то время как его Сибирская часть по-прежнему обеспечена только магнитометрическими данными 60-летней давности [27]. Погрешность радиогеодезической привязки этих данных часто превышает десятки километров, покрывая до 5–6 магнитохронов, что эквивалентно погрешности ~10–15 млн лет при определении возраста фундамента по магнито-стратиграфическим данным. Построенные на их основе магнито-стратиграфические модели основаны на корреляциях линейных магнитных аномалий с глобальной магнито-стратиграфической шкалой или на численном моделировании перемещения плит и расчете полюсов вращения. При этом достоверность таких моделей не имеет подтверждения геологическими данными.

По нашему мнению, наиболее сложной проблемой существующих моделей развития Евразийского бассейна является привязка линейных магнитных аномалий к магнито-стратиграфической шкале. Прямая трассировка Евразийских линейных магнитных аномалий в Норвежско-Гренландский бассейн невозможна из-за пятисоткилометровой области потери корреляции вдоль разломной зоны Де Гир. Структурная связь глубоководных бассейнов северной Атлантики и Северного Ледовитого океана проявилась не ранее олигоцена [45, 61]. До этого времени Евразийский и Норвежско-Гренландский бассейны развивались изолировано, разделенные континентальным мостом на месте современного пролива Фрама и краевых плато Мориса Джезупа и плато Ермака. Предполагалось, что вся глубоководная область Евразийского бассейна подстилается океанической корой. Следовательно, граница континент–океан проходит примерно по краевой 24-ой линейной магнитной аномалии [45, 61]. К области развития океанической коры также были отнесены достаточно широкие краевые зоны котловин Нансена и Амундсена, обладающие не линейно-ориентированным магнитным полем, типичным для океанических бассейнов, но хаотично-мозаичным, характерным для областей с континентальной корой [45, 61] (рис. 2, б). В Сибирском сегменте котловины Амундсена и котловины Нансена области хаотично-мозаичного магнитного поля занимают около половины площади котловин. Трассирование линейных магнитных аномалий от 20-ой до 24-ой здесь неоднозначно.

Рис. 2.

Карты аномального магнитного поля (по данным [22]). А – Северная Атлантика; Б – Арктический бассейн. Показаны: морфологические границы глубоководных бассейнов (линия желтым); модельное положение краевых линейных магнитных аномалий 24 (линия зеленым); положение границы континент–океан (пунктир черным); площади мозаичного аномального магнитного поля (желтый фон) в пределах континентального домена глубоководной части Северной Атлантики, по [46], и в океаническом домене Евразийского бассейна.

Подобные зоны хаотично-мозаичного аномального магнитного поля присутствуют также в Северо-Атлантическом бассейне, но располагаются за пределами области с океанической корой с линейно-ориентированным магнитным полем [58, 72] (см. рис. 2, а). Это позволяет предполагать, что в краевой части Евразийского бассейна фиксируется ансамбль глубоководных структур на растянутой континентальной коре.

Аномальная мощность гемипелагических осадков

Согласно общепринятым моделям океанического спрединга, в осевой зоне срединно-океанических хребтов располагаются блоки океанической коры с около нулевым возрастом фундамента и маломощным чехлом. Действительно, в Центральном и Северном бассейнах Атлантики, а также в Норвежско-Гренландском бассейне, области рифтовых гор представляют собой обширные выходы океанического фундамента, а поля минимальных мощностей пелагических осадков покрывают значительные пространства по обе стороны рифта [21, 29, 72].

В отличие от Атлантики, распределение осадков на хребте Гаккеля принципиально иное. Современные данные показывают существование вдоль оси хребта Гаккеля системы депоцентров с аномально мощным чехлом рыхлых осадков [2, 33, 38, 52, 67, 69].

Именно присутствием ненарушенного осадочного чехла в рифте обусловлена морфологическая сегментация хребта Гаккеля на Атлантический и Сибирский сегменты (см. рис. 1). Для Атлантического сегмента характерны минимальные мощности осадков и, как следствие, – отчетливая рифтовая долина с превышениями в бортах до 2000 м. В Сибирском сегменте, по сейсмическим данным, установлен осадочный чехол мощностью до 1–2 км, почти полностью компенсирующий осевой рифт, максимальные превышения здесь едва достигают 500 м [65] (см. рис. 1).

Закономерное распространение подобных депоцентров не может быть объяснено только терригенным сносом. Локальные терригенные депоцентры возможны в котловине Нансена, граничащей с Баренцево-Карским шельфом, но их присутствие в котловине Амундсена, не имеющей собственных питающих областей, маловероятно. Данные бурения на хребте Ломоносова подтверждают отсутствие здесь значимых эрозионных событий синокеанического этапа [9, 26, 63]. Следовательно, в кайнозое этот хребет не являлся областью интенсивного терригенного сноса. Такой областью могла быть только Лаптевоморская окраина, вдоль которой в полосе шириной 60–70 км распространены терригенные турбидиты, далее влияние турбидитов на формирование осадочного разреза быстро уменьшается в сторону океана. В центральной части котловины Амундсена, которая представляет собой равнину размерами ~200 × 1800 км с уклонами дна около 2′, единственным источником осадков может быть только пелагический перенос.

Первые оценки скорости пелагического осадконакопления в Северном Ледовитом океане давали очень низкие значения от ~1 до 10 м/млн лет [31, 70]. Впоследствии эти оценки были существенно скорректированы по буровым данным и в настоящее время являются надежным репером. Скорости седиментации на хребте Ломоносова в течение последних 20 млн лет составляли от ~12.6 до 14–23 м/млн лет [24, 26]. Близкие значения получены по сейсмостратиграфическим данным для котловины Подводников – от 17 м/млн лет в ее центре, до 27 м/млн лет вблизи континентального склона [65]. Экстраполировав эти значения на центральную часть Евразийского бассейна с учетом удаления от областей сноса, можно ожидать скорости седиментации в пределах от 7–8 до 10–12 м/млн лет.

Таким образом, модельная мощность осадочного чехла в области рифтовых гор не может превышать 70–130 м, что 10–15 раз ниже зафиксированных по сейсмическим данным [16, 65]. По нашим оценкам для формирования толщи пелагических осадков мощностью 1–1.5 км требуется несколько десятков млн лет. Единственно возможным объяснением большой мощности осадочного чехла в области рифтовых гор может служить более древний возраст заложения рифтовой долины, что ставит под сомнение геологическую обоснованность существующих магнито-стратиграфических моделей.

Существование депоцентра с аномально мощным до 4 км осадочным чехлом в рифтовой долине хребта Гаккеля в районе центриклинального замыкания Евразийского бассейна было объяснено длительным этапом временного прекращения спрединга в период от олигоцена по миоцен, что хорошо коррелирует с полученными нами данными [65].

Сейсмостратиграфические данные

Восстановление тектонической эволюции региона с использованием сейсмических материалов невозможно без их корректной корреляции с известными в регионе событиями. Результаты изучения керна скважины ACEX на хребте Ломоносова позволяют идентифицировать два опорных несогласия [26]:

– среднекайнозойское, зафиксированное на 198-м метре композитного керна скважины);

– раннекайнозойское, вскрытое на забое скважины на 404-м метре.

Региональное прослеживание сейсмических горизонтов, соответствующих именно этим несогласиям, позволяет выполнить надежную стратиграфическую привязку сейсмических разрезов (рис. 4).

Рис. 4.

Сейсмостратиграфическая модель гребневой части хр. Ломоносова (по данным [18], с изменениями и дополнениями). (а) – временной сейсмический разрез по сейсмическому профилю AWI-91090 через точку бурения скважины ACEX, по [16]; (б) – стратиграфические модели корреляции кернового материала скважины ACEX и сейсмических данных, по [9, 16, 24, 26].

Среднекайнозойское несогласие. Среднекайнозойское несогласие на хребте Ломоносова является важнейшим региональным репером, разграничивающим в разрезе скважины ACEX шельфовые комплексы палеоцен–эоценового термального максимума от бореальных океанических толщ олигоцена–квартера [26]. Именно окончание этого перерыва в осадконакоплении считается началом океанического этапа развития региона. Научный коллектив буровой кампании ACEX обосновывает длительный среднекайнозойский перерыв в интервале от верхнего эоцена до низов миоцена (44–18 млн лет назад) [26]. Однако в других работах этот перерыв относится к интервалу ~34–36 млн лет (поздний эоцен), а его предположительная длительность оценивается не более 400 тыс. лет [9, 16, 24, 63].

Эти представления подтверждаются существованием синхронных региональных структурных и угловых несогласий в Арктическом регионе от Новосибирских островов, Северной Чукотки и до бассейна моря Боффорта [43, 54, 61]. Кроме того, именно в позднем эоцене в Арктическом регионе регистрируется региональное похолодание, сменившее палеоцен–эоценовый климатический оптимум [3, 43, 54]. Согласно нашей сейсмической модели среднекайнозойское несогласие коррелируется с отражающим горизонтом D₁ (ОГ-D₁) [18].

Региональное структурное несогласие по ОГ-D₁, отмеченное характерными узкими зонами гравитационного обрушения подстилающих отложений, устанавливается на краях всех современных поднятий (см. рис. 4). Прослеживание этого типа несогласия на восточном и западном склонах хребта Ломоносова и поднятия Менделеева, на внешних и внутренних склонах Чукотского поднятия и его северной периферии, а также на склонах хребта Альфа и поднятия Север позволяет проводить региональные корреляции положения ОГ-D₁ в сейсмических разрезах и его стратиграфическую привязку [16].

По нашим представлениям среднекайнозойское несогласие явилось следствием короткого тектонического этапа на границе эоцена и олигоцена, сформировавшего современную морфоструктуру Северного Ледовитого океана. Причиной тектонической перестройки послужила последняя фаза эвриканской складчатости, ярче всего проявившейся на Североамериканской периферии океана [61]. Формирование правосторонней региональной сдвиговой зоны Де Гир сопровождалось растяжением в Северном Ледовитом океане, что привело к дифференцированному погружению впадин Нансена, Амундсена, Подводников и Макарова до океанских глубин, а зоны хребтов и поднятий – до батиальных глубин.

Раннекайнозойское несогласие. Раннекайнозойский перерыв в подошве эоценовых отложений (~56 млн лет назад) коррелируется с угловым несогласием по ОГ-LU (Lomonosov Unconfirmity) по [26, 50] (см. рис. 4). На возвышенных участках хребта Ломоносова сейсмогоризонт LU отделяет горизонтально-слоистую толщу нелитифицированных осадков кайнозоя (сейсмокомплексы LR3-LR6, V_пл = 1.6–2.2 км/с) от литифицированных и дислоцированных пород мезозоя (LR2-LR1 V_пл > 4.2 км/с). Существенный скачок пластовых скоростей по ОГ-LU, а также угловое несогласие по нему, свидетельствуют о достаточно длительном перерыве, сопровождавшемся тектонической перестройкой морфоструктурного плана региона и размывом части отложений. В смежных грабенах на склонах хребта ОГ-LU отмечает переход от синрифтовых к пострифтовым обстановкам.

Стратиграфический объем перерыва был оценен по палеонтологическим данным. На отметке 404 м ниже уровня морского дна скважина ACEX вышла из толщи эоценовых отложений и прошла 22 м по слабо литифицированным песчаникам кампана–маастрихта [6, 26] (см. рис. 4). Следовательно, на поднятых блоках хребта Ломоносова в разрезах отсутствуют весь палеоцен и часть верхнего мела. Таким образом, раннекайнозойский перерыв охватывает интервал от ~81 до 56 млн лет назад, при этом ОГ-LU приобретает значение регионального опорного отражающего горизонта. Вместе с тем, глубоководные котловины и грабены обоих склонов хр. Ломоносова характеризуются присутствием в разрезе палеоценовых осадков (V_пл = 2.5–3.5 км/с), размытых на выступах фундамента, что приводит к отсутствию скачка скоростей между отложениями мезозоя и кайнозоя [18].

Трассирование ОГ-LU непосредственно от точки бурения скважины ACEX в смежные глубоководные котловины осложняется обширными зонами потери корреляции на склонах хребта Ломоносова. Ближайший к скважине ACEX корреляционный ход может быть построен с использованием фрагментов сейсмических профилей AWI-91090, AWI-91091 и А14-07. Отражающий горизонт ОГ-LU, сохраняя синрифтовый структурный стиль и динамические характеристики, уверенно трассируется в котловину Амундсена, где он коррелируется с глубоководным опорным ОГ-А [10, 16] (рис. 5, а, б). Опорный горизонт ОГ-А в соответствии с сейсмическим обликом и устойчивыми динамическими характеристиками идентифицируется и в Амеразийском бассейне, начиная с 1970-х гг. [10].

Рис. 5.

Схема трассировки ОГ-А(LU) от хребта Ломоносова в котловину Амундсена. (а) – Сводный корреляционный ход от скважины ACEX по профилям AWI91090, AWI91091 и A14-07; (б) – трассировка ОГ-А(LU) вдоль регионального сейсмического профиля A14-07 в котловину Амундсена; (в) – структурная выдержанность мощности пост-палеоценовых отложений вдоль профиля А14-07 (выровнен на поверхность морского дна).

Таким образом, объединенный ОГ-А(LU) может быть сопоставлен с окончанием этапа синрифтового осадконакопления, типичного для цикла позднемезозойской активизации, и переходом к пострифтовому режиму, характерному для палеоценового этапа тектонического покоя. Геологические свидетельства изменения тектонического режима известны по периферии Арктического бассейна. На Новосибирских островах, острове Врангеля, Певекском полуострове, острове Айон и в Чаунской низменности перерыв в осадконакоплении фиксируется пенепленами с каолиновыми или гидрослюдистыми корами выветривания [1, 3, 11, 12, 20]. Эти материалы хорошо согласуются с сейсмическим данными по шельфу Восточно-Сибирского моря, где выявлен маломощный чехол палеоценовых осадков [17].

Суммируя вышесказанное, опорные сейсмические отражающие горизонты ОГ-A(LU) (56 млн лет назад) и ОГ-D₁ (34 млн лет назад) разделяют сейсмический разрез глубоководных котловин на три седиментационных комплекса:

– синрифтовый (мел–палеоцен);

– пострифтовый, синспрединговый (эоцен);

– плащеобразный олигоцен–четвертичный.

При этом ОГ-А(LU) маркирует региональный переход от синрифтового осадконакопления к пострифтовому, ОГ-D₁ указывает на переход к глубоководному этапу развития. Для более детальных реконструкций мы дополнительно провели корреляцию двух локальных отражающих горизонта, которые условно сопоставляются с периодом ~40 и 47 млн лет назад (рис. 5, рис. 6).

Рис. 6.

Структура осадочного чехла Евразийского бассейна вдоль сейсмического профиля А14-07. На врезке: положение профиля А14-07. Показано: возраст сейсмических границ (цифры в кружках); аппроксимированные тренды наклона пород континентального (пунктир бордо) и океанического (пунктир зленым) фундамента. 1 – кора: а – континентальная, б – океаническая; 2–4 – осадочные комплексы: 2 – мел палеоценового возраста (СБ₁), 3 – эоценового возраста (СБ₂), 4 – олигоцен–четвертичного возраста (СБ₁)

Структура седиментационных бассейнов котловин Амундсена и Нансена

В нашем исследовании мы рассматриваем эволюцию структуры осадочного чехла Евразийского бассейна, которая формировалась в обстановке стадиального разрастания морского дна, что приводило к специфическому стилю расширения соответствующих областей накопления осадков.

Согласно моделям спрединга, блоки океанической литосферы формируются в срединно-океанических хребтах и по мере остывания и формирования новых блоков постепенно погружаются и отодвигаются от оси спрединга. Поэтому на разрезах должен наблюдаться устойчивый уклон поверхности фундамента от центра к периферии бассейна и в этом же направлении должны увеличиваться мощность и стратиграфический объем чехла.

Примером структур, где соблюдаются отмеченные закономерности, является восточный борт Норвежско-Гренландского бассейна и хребет Книповича (рис. 7). На сейсмическом профиле через эти структуры хорошо видно увеличение мощности и стратиграфического объема осадочного чехла, а также региональное погружение поверхности фундамента от оси бассейна к его периферии [29]. Структура осадочного чехла свидетельствуют об стадиальном разрастании морского дна этого региона в течении последних 3–5 млн лет.

Рис. 7.

Фрагмент сейсмического профиля, иллюстрирующий стадиальное расширение области осадконакопления в результате спрединга океанского дна в Норвежско-Гренландском бассейне (по данным [29]). (а) – Датировки сейсмокомплексов приведены по данным глубоководного бурения (по [30]), трассировка линейно-магнитных аномалий (по [58]); (б) – положение профиля.

В то же время на сейсмических профилях через котловину Амундсена наблюдается более сложная структура осадочного чехла (см. рис. 6, рис. 8):

Рис. 8.

Сеть сейсмических профилей через котловину Амундсена с севера (вверху) на юг (внизу). Показана (штриховка красным) область перехода континент–океан. 1–3 – седиментационные бассейны: 1 – олигоцен–четвертичный (СБ₃), 2 – эоценовый (СБ₂), 3 – мел–палеоценовый (СБ₁); 4 – кора: а – океаническая, б – континентальная

– периферийная часть котловины характеризуется обратным наклоном поверхности фундамента – от борта к середине бассейна;

– максимальные мощности и стратиграфический объем чехла фиксируется в центральной части, а не на краю бассейна;

– верхние плащеобразные горизонты чехла распространены по всему бассейну, что может свидетельствовать о прекращении расширения седиментационной системы к началу накопления этих толщ.

На всех сейсмических профилях в Евразийском бассейне определяются три последовательно образованных седиментационных бассейна, разделенных по разрезу региональными сейсмическими отражающими горизонтами ОГ-А (56 млн лет назад) и ОГ-D1 (34 млн лет назад) (см. рис. 6, см. рис. 8, см. рис. 9). Для каждого седиментационного бассейна характерны определенные субстрат, область распространения, геометрия чехла и распределение мощностей.

Рис. 9.

Карта мощности осадочного чехла в зоне сочленения Евразийского бассейна с Лаптевской континентальной окраиной. Обозначено: ОГР – отмершие грабен–рифты. Показано (линия): бровка шельфа (белая); разломы (черная). Показана площадь аккумуляции осадочных комплексов (зубчатая линия): СБ₁ (120–56 млн л.н.) (зеленая); ${\text{СБ}}_{2}^{1}$ (~53–47 млн л.н.) (голубая); ${\text{СБ}}_{2}^{2}$ (~47–40 млн л.н.) (желтая). Осадочная толща ${\text{СБ}}_{2}^{3}$ (40–34 млн л.н. и моложе) полностью покрывает Евразийский бассейн.

В соответствии с приведенной нами стратиграфической моделью, седиментационные бассейны имеют следующие возрасты:

– мел–палеоцен (нижний седиментационный бассейн СБ₁);

– эоцен (средний седиментационный бассейн СБ₂);

– олигоцен–четвертичный (верхний седиментационный бассейн СБ₃).

Мел–палеоценовый седиментационный бассейн (СБ₁). В настоящее время седиментационный бассейн (СБ₁) состоит из двух синрифтовых суб-бассейнов в котловинах Амундсена и Нансена, которые были разобщены на стадии континентального рифтогенеза. Каждый суб-бассейн имеет ширину 120–130 км и длину ≥1500 км (рис. 9). Мел–палеоценовые синрифтовые толщи имеют мощность 500–1500 м, которая заметно сокращается при удалении от континентальных окраин. Наиболее глубокие депоцентры располагаются вблизи подножья континентального склона шельфа моря Лаптевых симметрично относительно оси хр. Гаккеля, доказывая преимущественный терригенный снос с хребта Ломоносова и Лаптевоморской континентальной окраины. В котловине Амундсена восточная граница СБ₁ контролируется крутой сбросовой ступенью западного фланга хребта Ломоносова, а западный борт фиксируется по выклиниванию осадочных толщ на выступах фундамента (см. рис. 8). На основании приведенных данных можно предполагать, что подобная система выступов может присутствовать и в разрезе котловины Нансена.

Региональный, выдержанный в узких пределах (0.5°–0.8°) наклон кровли осадочного выполнения СБ₁ в сторону хр. Гаккеля свидетельствует о пострифтовом, осе-симметричном пригибании осевой части бассейна в результате полного раскола континентальной и начале океанического спрединга (см. рис. 8). Наиболее вероятным временным интервалом для этого события служит период 56–53 млн лет, сопоставляемый нами с перестройкой морфоструктурного плана в конце этапа мелового растяжения и перед началом эпохи эвриканской складчатости [42, 61].

Структурные связи СБ₁ со смежными континентальными структурами также подчеркивают его эпиконтинентальную природу. В сторону Лаптевоморской континентальной окраины СБ₁ продолжается системой окраинных шельфовых бассейнов – Анисинским на юго-востоке и Оленекским на юго-западе. На востоке СБ₁ тектонически связан с континентальным блоком хр. Ломоносова, являясь нижней ступенью его западного склона (см. рис. 6). В области центриклинали Евразийского бассейна фиксируют фрагменты симметричных поднятий, сопоставляемые нами с реликтами инициальных меловых грабен–рифтов, разобщенных в ходе спрединга (см. рис. 9). Именно на этих поднятиях выклиниваются осадки СБ₁, маркируя границы палеобассейна.

Таким образом, эпиконтинентальный генезис СБ₁ подтверждается заложением данной структуры на до-океаническом этапе мелового континентального рифтогенеза, структурной связью с шельфом и наследованием мезозойского структурного плана.

Эоценовый седиментационный бассейн (СБ₂). Структура бассейна СБ₂ принципиально отличается от структуры СБ₁. Для более детального изучения процесса формирования СБ₂ нами дополнительно была проведена корреляция двух сейсмических отражающих горизонтов ~40 и ~47 млн лет, разделяющих разрез СБ₂ на три подкомплекса (см. рис. 6, см. рис. 8):

– ${\text{СБ}}_{2}^{1}$ (~53–47 млн лет),

– ${\text{СБ}}_{2}^{2}$ (~47–40 млн лет),

– ${\text{СБ}}_{2}^{3}$ (~40–34 млн лет).

Мощность осадочного чехла седиментационного бассейна СБ₂ составляет около 800–1000 м в зоне рифтовых гор, превышает 1500 и 2200 м на периферии бассейна в котловинах Амундсена и Нансена соответственно. Субстратом СБ₂ в западной части бассейна служит серия контрастных выступов фундамента хребта Гаккеля, вероятно вулканогенного генезиса. Высота некоторых выступов достигает 2500–3000 м из которых ~1000 м возвышаются над современным дном котловины Амундсена (см. рис. 6, см. рис. 8). Характер взаимоотношений выступов фундамента с перекрывающими осадочными толщами свидетельствует, что выступы были сформированы перед началом осадконакопления в седиментационном бассейне СБ₂ и осадочные толщи заполняли уже сформированные впадины в рельефе фундамента.

Анализ площадей развития этих подкомплексов показывает, что в эоцене происходит поступательное расширение области осадконакопления вплоть до центрального рифта (см. рис. 9). Инициальные депоцентры ${\text{СБ}}_{2}^{1}$ располагаются примерно в середине котловин Амундсена и Нансена вдоль линии выклинивания осадков синрифтовых осадков мела-палеоцена. Затем, по мере конседиментационного погружения, область осадконакопления ${\text{СБ}}_{2}^{2}$ достигает склонов хр. Ломоносова, а область осадконакопления ${\text{СБ}}_{2}^{3}$ охватывает весь Евразийский бассейн.

Проградация западного края ${\text{СБ}}_{2}^{1}$ в интервале от 53 до 47 млн лет происходит крайне неравномерно в изучаемой области (см. рис. 9):

– от первых километров на юге;

– до 20–30 км в центре;

– 100 км на севере.

Таким образом, в котловине Амундсена расширение области накопления осадков ${\text{СБ}}_{2}^{1}$ на запад составляло менее 1 мм/год на 80° с.ш., ~3 мм/год на 84° с.ш. и до 16 мм/год на 87° с.ш. Поскольку расширение области осадконакопления на этом этапе обуславливалось аккрецией океанической коры в хребте Гаккеля, то рассчитанные выше скорости в первом приближении могут сопоставляться со скоростью спрединга этого этапа.

Область накопления осадков ${\text{СБ}}_{2}^{2}$ (интервал 47–40 млн лет) смещается на запад на расстояние до 60–70 км и достигает восточного края зоны рифтовых гор. Скорость спрединга на этом этапе стабилизировалась в диапазоне ~10 мм/год.

Максимальный прирост области осадконакопления, а, следовательно, и скорости спрединга морского дна выявлен в конце эоцена. В это время западный борт ${\text{СБ}}_{2}^{3}$ достигает рифтовой долины хр. Гаккеля, где, очевидно, смыкается с аналогичным бассейном котловины Нансена. В результате верхние горизонты ${\text{СБ}}_{2}^{3}$ формируют плащеобразный чехол, который перекрывает всю котловину Амундсена. Скорость спрединга на этом этапе достигает 10–13 мм/год.

Распространение осадков ${\text{СБ}}_{2}^{3}$ по всему Евразийскому бассейну вплоть до рифтовой долины хр. Гаккеля позволяет считать, что в начале олигоцена область возможной аккомодации осадков в Евразийском бассейне приобрела современные размеры и, следовательно, прекратился спрединг морского дна. Эти данные также дают возможность оценивать возраст базальных горизонтов осадочного выполнения рифтовой зоны хр. Гаккеля как позднеэоценовый.

Позднеэоценовый возраст базальных горизонтов осадочного выполнения рифтовой зоны хр. Гаккеля позволяет логично объяснить присутствие здесь мощных (до 1.5 км) осадочных комплексов [2, 32, 33, 38, 52, 65, 67, 69]. Как мы предполагали ранее, формирование осадочного выполнения рифтовой долины происходило в течение последних 36–38 млн лет [65].

Олигоцен–четвертичный седиментационный бассейн (СБ₃). Данный седиментационный бассейн характеризуется наиболее простой структурой чехла. Множество сейсмических профилей показывают единую для всего Арктического бассейна, выдержанную структуру осадочного тела и характерную волновую картину [18] (см. рис. 6, см. рис. 8, рис. 10). Для осадочных толщ этого бассейна характерны минимальные латеральные градиенты мощностей этого комплекса. Средние значения мощности осадков СБ₃ на гребне хребта Ломоносова и в рифтовой долине хребта Гаккеля составляют около 200 м, а в котловине Амундсена редко превышают 400 м. Следовательно, максимальный градиент изменения мощности в глубоководной части не превышает 2 м на 1 км профиля. Исключения составляют только относительно мощные (до 1000 м) толщи клиноформ на континентальном склоне [16]. В соответствии с нашей стратиграфической моделью, осадочное заполнение СБ₃ формируют гемипелагические осадки олигоцена–квартера. Главным механизмом формирования седиментационного бассейна Евразийского бассейна в олигоцене–квартере, по нашему мнению, является конседиментационное прогибание (см. рис. 10).

Рис. 10.

Карта мощности олигоцен–четвертичного осадочного комплекса (СБ₃) в зоне сочленения Евразийского бассейна с Лаптевоморской континентальной окраиной (км). Показано: синокеанические тектонические нарушения (линия черным); бровка современного шельфа (зубчатая линия черным).

На большей части Евразийского бассейна осадочные толщи СБ₃ залегают плащеобразно, большинство тектонических нарушений не проникают в толщи моложе палеоцена. В то же время, в области рифтовых гор хребта Гаккеля фиксируется система неотектонических нарушений с амплитудами перемещения по разлому до 200–300 м (см. рис. 6, см. рис. 8, см. рис. 10). Зона неотектонических дислокаций с перерывами прослеживается вдоль рифтовой долины хр. Гаккеля вплоть до выхода на шельф моря Лаптевых, где упирается в Центрально-Лаптевское поднятие. Примерно в этой же зоне происходит рассредоточение эпицентров землетрясений. Кроме того, на юге Евразийского бассейна закартированы осе-симметричные фрагменты отмерших меловых грабен-рифтов (см. рис. 9).

Модель формирования седиментационной системы Евразийского бассейна

Проведенный нами анализ структуры осадочного чехла котловины Амундсена дает возможность рассмотреть последовательность тектонических процессов, приведших к его формированию. Так как структура осадочного чехла котловины Амундсена подтверждает существование трех последовательно сформированных седиментационных бассейнов с различными структурно-фациальными обстановками, мы предлагаем следующую последовательность этапов осадконакопления (рис. 11):

Рис. 11.

Этапы формирования котловины Амундсена. I – эпиконтинентального рифтогенеза; II – начало спрединга, формирование линейно-ориентированного магнитного поля; III – аккреция океанической коры, компенсация рифтвой долины осадками; IV – замирание спрединга, конседиментационное прогибание; V – пропагация неотектонических движений. 1 – континетальная кора; 2 – океаническая кора; 3 – рифтовая долина хребта Гаккеля; 4 – граница континент–океан; 5 – седиментационные бассейны: а – СБ₁, б – ${\text{СБ}}_{2}^{1}{\text{,}}$ в – ${\text{СБ}}_{2}^{{2 - 3}}{\text{,}}$ г – СБ₃

– мел–палеоценовый этап континентального рифтогенеза;

– эоценовый этап ультра-медленного спрединга в Евразийском бассейне;

– олигоцен–миоценовый этап конседиментационного прогибания бассейна в обстановках тектонического покоя;

– ~3(5) млн лет по настоящее время – этап неотектонической активизации.

Разработанная нами модель находится в соответствии с тектоническими событиями позднего мезозоя–кайнозоя, происходившими в континентальном обрамлении Арктического бассейна.

Меловой–палеоценовый этап (~130–56 млн лет)

Синрифтовая структура СБ₁ и его полная компенсация осадками, а также затухание большинства тектонических нарушений вблизи кровли его осадочного выполнения показывают, что доминирующей тектонической обстановкой этого этапа было региональное растяжение континентальной коры, сменившееся ближе к концу этапа тектоническим покоем.

Свидетельства такого тектонического сценария широко распространены в Арктике. По всей периферии Северного Ледовитого океана в интервале 130–53 млн лет фиксируется развитие вулканизма, типичного для эпиконтинентального рифтогенеза. На Шпицбергене и Земле Франца Иосифа мафические силлы датируются юрой–концом раннего мела [34]. Раннемеловые базальты покрывают почти всю площадь острова Беннетта [23]. На северном побережье острова Элсмир рифтогенный магматизм фиксируется на полуострова Воттон в интервале 93–92 млн лет и на полуострове Марвин 94.2 млн лет [40, 74, 75]. Рифтогенные магматические события палеоцена идентифицируются в Северной Гренландии, в проливе Нарес и на юге острова Элсмир [39, 64, 72].

Геофизические свидетельства этапа регионального растяжения в интервале около 80 млн лет получены для Гренландской периферии хребта Ломоносова [36]. Кроме того, региональное растяжение континентальной литосферы в интервале 125–70 млн лет подтверждает вулканизм, типичный для крупных изверженных провинций. Выветрелые базальты мелового возраста, с несогласием перекрытые тепловодными осадками верхнего мела, известны на склонах хребта Альфа, Чукотском плато, хребте Нордвинд, в северной части Канадской котловины и на поднятии Менделеева [14, 28, 49, 60, 77]. Изучение изотопного состава и Ar/Ar датирование вулканитов показывает, что все базальты разделяются на три ассоциации: низко-Ti толеитовые базальты первой фазы, изливавшиеся в субаэральных условиях начала континентального рифтинга 125–112 млн лет, базальты второй (105–100 млн лет) и третьей (90–70 млн лет) с типичными внутриплитными характеристиками изливались в мелководно-морских условиях [60].

Середина раннего мела на Восточно-Сибирском шельфе знаменуется переходом от преимущественно компрессионных обстановок Верхояно-Чукотской орогении к региональному растяжению конца мела и последовавшему палеоценовому периоду тектонического покоя. Широко распространенные в восточной Арктике палеоценовые коры выветривания свидетельствуют о пенепленизиации региона [1, 3, 11, 12, 20]. Почти все тектонические нарушения на шельфе затухают в кровле позднемеловых отложений. Палеоценовые отложения Восточно-Арктического шельфа формируют выдержанный плащ осадочных пород, имеющий слабые вариации мощности, отсутствие четких депоцентров и тектонических нарушений [16]. В глубоководной части комплекс палеоценовых отложений переходит в состояние конденсированного разреза, которому соответствуют верхние горизонты чехла с ОГ-А в кровле.

Таким образом, структура осадочного разреза СБ₁ (~130–56 млн лет) фиксирует события второй половины позднекиммерийского цикла. В Евразийском бассейне начинается формирование двух симметричных конседиментационных прогибов на плечах континентального рифта в котловинах Амундсена и Нансена (см. рис. 11, а). Области сноса располагались по периферии бассейнов – на хребте Ломоносова, Лаптевоморской континентальной окраине, Баренцево-Карской континентальной окраине. К концу этапа рифтогенные процессы вдоль оси бассейна привели к растяжению и разрыву континентальной литосферы. Эти события спровоцировали погружение центральной части Евразийского бассейна относительно бортов более чем на 1000 м, которое сформировало региональный наклон кровли синрифтовых отложений к центру бассейна с уклоном 0.5°–0.8°. Переход к новому, синокеаническому, этапу развития совпадает с началом первой стадии эвриканской орогении – 56–53 млн лет [60].

Эоценовый этап (53–34 млн лет)

Эоценовый этап соответствует формированию син-спредингового седиментационного бассейна СБ₂, полностью охватившего современный Евразийский бассейн. За 21 млн лет происходит почти двукратное расширение зоны накопления осадков (см. рис. 11, а, б).

В отличие от позднекиммерийской активизации, известные тектонические события эоценового этапа фиксируются почти исключительно вдоль Северо-Американской окраины, совпадая по времени с эвриканской орогенией. Согласно структурно-геологическим исследованиям на севере Гренландии и острове Элсмир эвриканская орогения, которая не сопровождалась такими тектоническими процессами, как субдукция, метаморфизм, коллизионный и аккреционный магматизм, представляет собой уникальный этап межплитных складчато-сдвиговых деформаций [61]. Наиболее яркие ее проявления наблюдаются вдоль сдвиговой зоны Де Гир, где выделяются две фазы эвриканской орогении:

– первая фаза (53–47 млн лет) характеризовалась субширотным сжатием в Западно-Шпицбергенском складчатом поясе и активизацией крупной зоны левосторонней транспрессии на острове Элсмир;

– во второй фазе (47–34 млн лет) произошло изменение транспрессионных обстановок на ортогональное сжатие [61].

Кроме этого, свидетельства тектонической активизации прослеживаются и далее – на запад вдоль всей границы Канадского архипелага. В море Бофорта к этому этапу относится ранняя фаз складчатости Бофортского пояса. Складчато-надвиговыми деформациями здесь затронуты породы эоценовой формации Ричардс, перекрываемые недеформированными олигоценовыми породами формации Кугмаллит. Очевидно, что деформации происходили в достаточно узком временном интервале в конце эоцена [48]. Недавно было выявлено короткое тектоническое событие ~34 млн лет, которое привело к обрушению центральной части Арктического бассейна и началу формирования глубоководных обстановок [16].

Вместе с затуханием тектонических движений к концу эоцена завершилось накопление отложений СБ₂. В результате этого этапа бассейн приобрел современные очертания, его расширение прекратилось, а дальнейшее осадконакопление проходило в обстановках некомпенсированного конседиментационного погружения.

Именно в этот период была сформирована и заполнена осадками рифтовая долина хр. Гаккеля. Проведенные нами ранее расчеты времени, необходимого для формирования мощной толщи заполнения, подтвердили ранее приведенную интерпретацию [2, 19, 32, 33, 38, 52, 65, 67, 69].

Современные расчеты скоростей осадконакопления в Северном Ледовитом океане, подтвержденные результатами бурения на хр. Ломоносова, дают значения в пределах интервала 12–27 м/млн лет [24, 26, 65]. Экстраполяция этих значений на центральную часть Евразийского бассейна позволяет ожидать здесь осадконакопление со скоростями в пределах интервала 7–12 м/млн лет. Таким образом, для накопления в рифтовой зоне хр. Гаккеля осадочной толщи седиментационного бассейна СБ₂ мощностью 500 м необходимо не менее 40 млн лет, что соответствует разработанной нами модели формирования седиментационной системы Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана (см. рис. 6, см. рис. 8, см. рис. 11).

Олигоцен–миоценовый этап (34–3(5) млн лет)

Олигоцен–миоценовый этап в Евразийском бассейне характеризуется спокойными обстановками конседиментационного прогибания и приостановкой спрединга в хребте Гаккеля. В котловинах Нансена и Амундсена накапливается ненарушенный плащ осадочных СБ₃ мощностью 200–500 м (см. рис. 11, г). В результате дифференцированного проседания центральной части Арктического бассейна завершилось формирование современной морфоструктуры региона. К этому моменту открылись проливы Фрама и Беринга, что привело к установлению современного водообмена между Атлантикой, Северным Ледовитым океаном и Пацификой и стало причиной перехода от палеоцен–эоценового термального максимума к бореальному периоду.

Приостановка спрединга в этом же временном интервале предлагалась ранее на основании сейсмостратиграфического анализа сейсмических данных по южной части Евразийского бассейна [68, 69]. Спокойные тектонические обстановки олигоцена–миоцена фиксируются по всей периферии Северного Ледовитого океана и в смежных регионах. В олигоцене–миоцене вдоль Канадской континентальной окраины не фиксируются тектонические и магматические события [35, 61]. По другую сторону Берингова пролива, на севере Тихоокеанского региона, к началу олигоцена, вероятно, окончательно оформилась граница Северной Америки с Евразией [56]. В олигоцене–миоцене (35–5.3 млн лет) здесь также выделяется этап тектонического покоя [25]. В олигоцене начинается накопление плаща ненарушенных гемипелагических осадков не только в Евразийском, но и в Амеразийском бассейнах, море Бофорта, а также Беринговоморском регионе [16, 25, 43, 48].

Этап неотектонической активизации

Новейший этап активизации океанического спрединга характеризуется возобновлением растяжения в рифтовой долине хребта Гаккеля. Ширина зон новейших тектонических нарушений закономерно и ступенчато сужается от 280–300 км в Атлантическом до 100–120 км в Сибирском сегментах (см. рис. 6, см. рис. 8, см. рис. 11, д). Также наблюдается резкое ступенчатое сокращение ширины зоны линейно-ориентированного магнитного поля в Евразийском бассейне, которое происходит сначала на траверзе архипелага Земля Франца Иосифа, а затем на траверзе архипелага Северная Земля и в центриклинали Евразийского бассейна (см. рис. 2).

Предположение о существовании этапа неотектонической активизации позволяет объяснить высокую вулканическую, магматическую и гидротермальную активность Атлантического сегмента хребта Гаккеля, а также аномально высокое (до 0.76 событий в час) количество землетрясений в его центральной области [38, 57, 74].

Возобновление спрединга в осевой зоне хребта Гаккеля может быть объяснено последовательной пропагацией новой волны растягивающих напряжений со стороны Норвежско-Гренландского бассейна. Поступательное продвижение фронта раздвига вдоль оси хребта Гаккеля объясняет как резкие морфологические различия в строении его рифтовой зоны, так и ступенчатую форму области линейно-ориентированного магнитного поля [33, 65].

Существование этапа неотектонической активизации на рубеже миоцена–плиоцена подтверждает неоген–четвертичным внутриплитный щелочно-базальтовый и фоидитовый вулканизм островов Жохова и Вилькицкого с ⁴⁰Ar/³⁹Ar оценками возраста 1.2 ± 0.2 млн лет [13, 18]. Непосредственно на хребте Гаккеля с этим этапом связаны магматические события во впадине Киселева (3.65 ± 0.01 млн лет [51], возможно ~1 млн лет [62]).

Данные глубоководного бурения восточного фланга хребта Книповича позволяют датировать базальные горизонты син-спредингового осадочного чехла и относить активизацию процессов спрединга к плиоцену [29, 30] (см. рис. 7). Кроме того, бурением скважины № 344 DSDP в восточном фланге хребта Книповича был вскрыт базальтовый силл, для которого получены оценки возраста ~3 млн лет (ранний плиоцен) [71]. В Северной Пацифике также фиксируется плиоценовый неотектонический этап, сменивший олигоцен–миоценовый период тектонического покоя [25].