К тектоно-геодинамической эволюции континентальных окраин

ГЕОТЕКТОНИКА , УДК 2004 , .м 5, с. 26-52 551.242.2(268) К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН АРКТИКИ В ЭПОХИ МОЛОДОГО ОКЕАНООБРАЗОВАНИЯ © 2004 г. Э. В. Шипилов Мурманский морской биолоzический институт Кольскою научною центра РАН, 183010, Мурманск , ул. Владuмирская,д . 17 Поступила в редакцию 20.10.2003 г. На основе комплексного изучения и интерпретационного анализа морских геолого-геофизических данных рассмотрены основные черты строения Баренцево-Карской и других континентальных ок раин в контексте воссоздания тектоно-геодинамических обстановок, ПРОЯВИВIIШхся в условиях рас пада последней Пангеи и приведших к формированию молодых океанических бассейнов в Арктике. Акцентируется внимание на трех главных этапах в эволюции региона. В позднем палеозое-раннем мезозое в развитни арктической периферии Северной Евразии устанавливается сиихронное и смеж ное проявление противоположно направленных тектоно-геодинамических режимов. Конструктив ный (аккреционный) режим был связан с коллизионными процессами или их завершающими фаза ми становления Северной Евразии, а деструктивный - заключался в llШрокомасштабном рифтинге , обусловленном действием Северо-Азиатского суперплюма, а в пределах Баренцевской окраины , не исключено , и влиянием одного из ответвлений Палеопацифики. Одним из следствий интерферен ции указанных режимов является формирование аномального облика Восточно-Бареицевского бассейна - с лавинным, но некомпенсированным накоплением мощнейшего осадочного выполне ния , редуцированной земной корой и базальтоидным магматизмом. Для окраины же в целом харак терны смена стабилизированного режима развития подвижным и повсеместный переход от карбо натной седиментации к терригенной и дальнейшее стадийное нарастание процессов деструкции ли тосферы вплоть до образования океанических бассейнов в мезозое и кайнозое . Юрско-меловая генерация океанообразования определяет формирование наиболее обширного бассейна Арктики Амеразийского, что нашло вполне определенное отражение в тектоно-геодинамических преобра зованиях и палеофациальных условиях осадконакопления Бареицевоморской окраины . Разломно деструктивное продолжение осевой зоны спрединга Амеразийского бассейна в пределах окраины по простиранию было связано с полосой глубоких рифтовых прогибов (ЮЗ-СВ ориентировки) на встречу раскрывающейся Северной Атлантике. Позднемеловой - кайнозойский этап связан с раз витием Норвежско-Гренландского и Евразийского бассейнов и оформлением границ континен тальных окраин Арктики . Раскрытие молодых океанических впадин сопровождал ось отчленением сегментов континентальной коры (микроконтинентов) от окраин, скольжением или перескоком океанических спрединговых центров вдоль трансформных зон "барьерного" типа на границе кон тинент/океан, окраинно-континентальным растяжением (рифтингом) земной коры и платобазаль товым магматизмом и рядом других тектоно-геодинамических обстановок, характеризующих про цессы океанообразования . Западно-АрктическоЙ). Вторая сторона связана, преимущественно, с восточной частью указанной окраины (Восточно-Сибирско-Чукотской , или ВВЕДЕНИЕ Характеризуя современную структуру Аркти ческого океана, следует заметить, что континен Восточно-Арктической) и частично Северо-Аля тальные окраины Евразии, Америки и Гренлан скинской (Чукотско-БофортскоЙ). Третья сторо на соответствует в основном окраине Канадского дии занимают такие позиции, что своими внешни ми флексурно-сбросовыми сдвиговыми) границами (местами довольно сбросо Арктического архипелага (Свердрупской), но сю отчетливо да относится и Гренландский сектор (море Лин очерчивают сферический треугольник, площадь которого занята океаническими бассейнами : Ка надским , Макарова и Евразийским, разобщенны кольна). В вершинах треугольника (или в непосредст венной близости) локализованы тектонические ми соответственно хребтами Альфа-Менделеева и Ломоносова (рис. 1). Одна сторона этого "арк тического треугольника" целиком принадлежит западной части Евразиатско-Арктической конти нентальной окраины (Баренцево-Карской, или области, разделяющие перечисленные выше кон тинентальные окраины . Ими являются северное замыкание Норвежско-Гренландского бассейна с районом сложного трансформного взаимодейст- 26 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ 27 1800 Рис. 1. Основные элементы строения Арктического океана НГБ - Норвежско-Гренландский бассейн, ШСГ - Шпицбергенско-Северо-Гренландская и ХЛ - Хатангско-Ломоно совская трансформы (двойные линии со стрелками), ШБ - Шпицберген, ЛШ - Лаптевоморский шельф. Пунктир - под водные хребты. Хребет Ломоносова выделен затемнением. Граница континентальных и глубоководных областей изобата 2000 м вия (через Шпицбергенско-Северо-Гренландскую зону разломов) срединно-океанических хребтов Книповича и Гаккеля; специфически организо ванная структура Лаптевоморско-Новосибирско го сегмента окраины с ее трансформным соотно шением со срединно-океаническим хребтом Гак келя Евразийского бассейна. В третьем углу (Амеразийском) расположен рифтовый бассейн дельты Маккензи. Организация и дифференциация структуры земной коры Евразиатско-Арктической окраины весьма отчетливо обусловлены тем, что западГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 ный фланг (Баренцево-Карский) взаимодейству ет с самыми молодыми (кайнозойскими) океани ческими бассейнами - Норвежско-Гренландским и Евразийским, а восточный (восточно-Сибир ско-Чукотский) - с позднемезозойским - Амера зиЙским. И в этой связи на большей части Барен цево-Карской окраины кайнозойские отложения практически отсутствуют, а отметки глубин дна превышают 200 [23,24,39,40,54]. м (переуглубленный шельф) Напротив, в пределах Восточ но-Арктической окраины мощность кайнозой ского чехла достигает нескольких километров, а шипилов 28 преобладающие глубины шельфа намного менее 100 м [24,40,48,54]. Отмеченное свидетельствует о различных сти лях тектонической эволюции восточной и запад ной частей окраины, становление которых проис ходило под влиянием геодинамических процессов разновозрастных генераций молодого океанооб разования. Развитие океанических бассейнов: Амеразийского, Евразийского, Норвежско-Грен ландского - отражает стадийный распад послед ней Пангеи . Различные палеотектонические ре конструкции и модели строения и развития как в целом Арктической области Земли, так и отдель ных ее геоструктур [2, 3, 7, 14,26,28,41,43,47,49, 50,51,52,54-56,59,64-67,75-77,80,81,83,88,89, 91-94] показывают, что регион Баренцевомор ской окраины с прилегающими к нему областями на протяжении всего фанерозоя оказывался и со хранял свои позиции на рубежах активнейших тек тонических преобразований и геодинамических пе рестроек литосферы. Таким образом, эта конти нентальная окраина Евразии, обладающая наиболее обширным шельфовым пространством и мощнейшим осадочным чехлом, в той или иной сте пени была вовлечена или участвовала (по крайней мере, в качестве своеобразного "очевидца") во всех наиболее значимых тектоно-геодинамических со бытиях, а потому является ключевой для восстанов ления истории развития Арктического региона. Вместе с тем по степени геолого-геофизической изученности Баренцевоморский регион (как в отно шении морского бурения, геологии островного и су хопутного обрамления, так и геофизических мето дов [54]) значительно превосходит все другие близ лежащие окраины, что, безусловно, снижает риск скатывания по пути умозрительных заключений. Важно подчеркнуть, что океанические бассей ны Арктики получили развитие в непосредствен ном контактном окружении древнейших конти нентальных кратонов - Восточно-Европейского, Свальбардского, Северо-Карского, Сибирского, Гиперборейского, с одной стороны, и Гренланд ского и Север о-Американского (Канадского) с другой. Очевидно, что океанические впадины разобщают эти группировки платформ, указывая на разрушение древнего суперконтинента в эпоху молодого океанообразования. В этой связи обобщенный сценарий рассмат риваемых тектоно-геодинамических преобразо ваний сводится к следующему. Образование и становление океанических структур было обус зоны и системы, далее их переходом в межконти нентальные структуры растяжения и затем объе динением и трансформацией протяженных звень ев последних в океанические спрединговые цент ры. Дезинтеграция континентальных платформ первоначальными расколами и дальнейшая "фрактализация" их осколков шла по пути пре имущественного наследования ослабленных зон различного генезиса и возраста и достижения контура, очерчивающего периметры областей с наиболее прочной древней корой. Однако на чальные либо подготовительные этапы распада вегенеровской Пангеи остаются еще дискуссион ными вопросами. Наряду с этим, эпохам молодо го океанообразования сопутствовали и коллизи онные процессы, и наиболее широко ими была охвачена в мезозое Восточная Арктика [3, 7, 24, 30,34,35,40,43,49,52,80,89,94] в связи с раскры тием Амеразийского бассейна. В данной работе на основе комплексного изуче ния и интерпретационного анализа геолого-геофи зических данных рассмотрены основные черты стро ения Баренцево-Карской и других континентальных окраин в контексте воссоздания тектоно-геодинами ческих обстановок, проявившихся в условиях распа да последней Пангеи и приведших к формированию молодых океанических бассейнов в Арктике. Фактический материал, положенный в основу статьи, позволил акцентировать внимание на трех, как представляется, главных этапах в развитии ре гиона. Первый из них - рубеж палеозоя и мезозоя (позднепермско-триасовый) - знаменуется началом широкомасштабной деструкции континентальной литосферы, еще не завершившей свое становление Северной Евразии с ее арктической перифериеЙ. Второй этап - юрско-меловой - объединяет две фа зы тектоно-геодинамических событий, приведших к образованию и развитию Амеразийского бассей на. И, наконец, третий этап - позднемеловой-кай нозойский - определяется проявлением наиболее молодой генерации океанообразования и связан с формированием Евразийского и Норвежско-Грен ландского бассейнов и оформлением границ конти нентальных окраин Арктики. ПОЗДНЕПЕРМСКО-ТРИАСОВЫЙ ЭТАП ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ПРЕОБРАЗОВАНИЙ АРКТИЧЕСКОЙ ПЕРИФЕРИИ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ Позднепермско-триасовый этап соотносится с ловлено деструктивными процессами последова крупномасштабной тельного первона Земли и сочетает в себе разнонаправленные тен чальных расколов в континентальные рифтовые денции развития. С одной стороны, с середины де- направленного перерастания пере стройкой литосферы 2. Сейсмогеологические разрезы, иллюстрирующие строение осадочного чехла, поведение кровли позднепалео зойских карбонатов (горизонт Ia) и положение клиноформных комплексов в Восточно-Баренцевском мегабассейне Рис. 1 - скважины; 2 - комплексы палеозоя, ограниченные в кровле диахронным горизонтом Ia ; 3 - индексьi отражающих сейсмических горизонтов; 4 - возраст сейсмокомплексов; 5 - клиноформные комплексы (КК); 6 - разломы. На врезке положение сейсмических профилей ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ IV о СЗ V 29 юв 6 8 8 10 10 12 14 км км км 100 50 I J III Арктическая О 50 I I 100км t Крестовая 2 4 6 8 10 12 14 11 км ЗСЗ Куренцовская Северо-Кильдинская (С-К . ) вюв O~~~-:~~~~~~~~~~~~ к 2 _______ .--"'\ J 4 Б т 6 8 10 12 км 1 ССЗ О С-К. 2 ~5 ~6 10 12 700 Р,-С км ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 за шипилов вона по средний триас шло созидание ( аккреция) [43, 44, 46]. нового суперконтинента Пангея-П точно-Баренцевского бассейна , в Приновозе мельско й зоне , на восточном склоне Централь К этому времени замыкается Уральский океан и но-Баренцевской зоны поднятий (рис. на его месте формируется покровно-скл адчатый в поведении этой границы раздела осадочного пояс с сопровождающей полосой передовых про гибов. Завершается структурирование Южно Таймырской зоны за счет внедрения А-гранитов . чехла в плане выявляется ряд особенностей, ха Но вместе с тем происходит нарастание и процессов континентального рифтинга в самой Пангее-П с по следующим образованием и развитием современ 3). Однако рактеризующих условия формирования осадоч ного чехла и тектоно-геодинамические обста новки, с у ществовавшие в тот период развития региона . Прежде всего, следует отметить, что , несмотря на повсеместный переход от карбо - Атлантического и Индийского [1 О, 21,22, 43, 44,46, 47]. натной седиментации к терригенной , времен В Западной и Северной Европе идет реакти для отдел ьных областей, что свидетельствует о ных океанов ные уровни этого события были различными Ia • визация позднепалеозойских рифтов и развитие диахронности рефлектора сложной сети рифтогенных прогибов в Бискай сейсмических исследований и д анным бурения ском заливе , Северном море и Арктическо-Се устанавливается , что терригенное осадконакоп веро-Атлантической области. Система рифто генных прогибов заложил ась на территории Западной Сибири , протянувшись в южную ление сначала (в ранней перми) развивалось в часть современного Карского моря и предопре мание, а затем перемещалось на запад и к концу дилив формирование Западно-Сибирской пли ты . Сибирская платформа в поздней перми триасе была охвачена грандиознейшим прояв лением тизма эксплозивного и материалам Ново-Земельской зоне с прилегающими к Уралу районами , испытавшими относительное возды артинского времени - началу кунгура охватило практически весь Баренцевский регион. Сово купность геодинамических обстановок привела магма к тому, что указанные события протекали на Баренцево фоне "скользящей" во времени и латерально ре интрузивного [6, 12, 24,27,40, 82, 92-94]. По Карская окраина переживала, пожалуй , один из самых специфических и радикальных периодов в своем развитии. грессивной фазы. Еще одна особенность строения кровли верхнепалеозойских карбонатов состоит в том , В геологической истории Баренцево-Карской что под впадинами Южно-Баренцевской, Севе континентальной окраины Евразии рассматривае ро-Баренцевской и Святой Анны на сейсмичес мый этап контрастно отличается от предыдущих ких разрезах не наблюдается четкой корреля по ряду взаимосвязанных показателеЙ. Качествен от ции горизонта Ia и он перестает прослеживаться как рефлектор , связанный с поверхностью кар карбонатного и карбонатно-терригенного (в ран бонатного комплекса. В этих погруженных зо но меняется вещественный состав отложений ней - - начале поздней перми) на исключительно нах бассейнов на сейсмических разрезах про терригенныЙ . При этом форсированно возраста сматривается сложная картина строения отло ет скорость седиментации, особенно в крупней жений , ших бассейнах Восточно-Баренцевском и Юж пермско-триасовых терригенных образований , но-Карском. Даже без вычета интервалов време явное наличие разноуровневых блоков, в том ни, связанных с многочисленными перерывами в числе ротационных . Сбросовая тектоника про осадконакоплении, и без восстановления перво является на многих разрезах в бортовых и при начальной (разуплотненной) бортовых з онах бассейнов со ступенчатым сме расчетные скорости осадков - оцениваются терригенных лавинными параметрами. мегадепрессии верхнепермско-триасового стигает 10-11 км (рис . пород накопления В Восточно-Баренцевской ность мощности мощ комплекса до 2), что составляет не менее половины его фанерозойского осадочного вы полнения [5, 23, 25, 39,54]. К границе резкой смены фаций в разрезе от ложений и, соответственно, кровле палеозой ских карбонатов приурочен опорный отражаю щий сейсмический горизонт Ia • Этот рефлектор уверенно выделяется на Финмаркенском шель фе Норвегии , Кольском шельфе, в Печорском море. Указанный горизонт закартирован сейс мическими работами в прибортовых зонах Вос- залегающих в подошвенной части щением горизонта Ia (см. рис . 2), но в их наиболее глубоких , центральных, районах эти процессы проявились гораздо интенсивнее. В этой связи представляется, что отложения, с кровлей ко торых здесь ассоциируется фрагментарный псевдоопорный рефлектор , соотносимый с го ризонтом 1., вероятнее всего , имеют не карбо натный состав, а представлены синрифтовыми терригенными сериями начальной (поздне пермской) стадии развития осевой зоны рифто генной структуры. В Восточно- Баренцевском бассейне, окружен ном шельфовой карбонатной платформой с ри фовыми постройками, стартовые (подготовлен ные) глубины для позднепермско-раннетриасовоГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ 31 В .д . . \) .С. .~ .~ . . 'c:r ' • \9 • ~ о -? 01 ~ (' Ш2 ~3 1.s> ~4 300 400 600 Рис. 3. Структурная карта по поверхности (кровле) позднепалеозойских карбонатов (изогипсы отражающего гори зонта 1,). Составлена с использованием материалов НИИМоргеофизики , Севморнефтегеофизики , МАГЭ , Арктик морнефтегазразведки (Мурманск, Россия) и Института континентального шельфа (Трондхейм, Норвегня) J - область замещения карбонатов терригенными отложениями ; 2 - области эрозии или отсутствия верхнепалеозой ских карбонатов ; 3 - положение бровки шел ьфа в раннем , среднем и позднем триасе ; 4 - изогипсы. го осадконакопления, судя по за картированным навливается по периметру Восточно-Баренцевско сейсморазведкой го бассейна на бортовых и прибортовых склонах: в проградационным склоновым клиноформным комплексам, налегающим на раз пограничной зоне между Печорской плитой и Юж мытую поверхность верхнепалеоз ойских карбо но-Баренцевской впадиной (Куренцовская струк натов (см. рис. 2), варьировали от 3.0-3.5 км [2, 17,54]. можно, 1.0-1.5 до , воз турная терраса) ; к западу от Канинского выступа ; По стратиграфичес на участке, прилегающем с севера к Кольскому кому уровню и тектонической позиции указанные шельфу ; к востоку от поднятий Северо - Кильдин клиноформные тела сопоставимы с комплексами ского и Ферсмана; на Финмаркенском шельфе бокового наращивания Верхоянской пассивной Норвегии, обращенном к Нордкапскому прогибу; окраины Сибирского кратона В Баренцевом на участках впадин Северо-Баренцевской и Свя море развитие клиноформных комплексов уста- той Анны , прилегающих к северной оконечности ГЕОТЕКТОНИКА М 5 [24]. 2004 шипилов 32 Новой Земли Кроме того, на юге послед Одна предполагает экзогенную обусловленность ней отложения кармакульской серии, мощностью данных границ, связанных с поверхностями слож 1.5-2.0 км, представлены образованиями "грязе вых потоков" - типично склонов ой терригенной фации с клиноформами. Зона их распростране ного ния располагается поперек Южного острова Но личием в разрезе магматических тел базальтоид воземельского архипелага и продолжает програ ного состава (пластообразных интрузивов и эф дационные комплексы юго-востока Южно-Ба ренцевской впадины [2]. Следует заметить, что в подошве осадочного чехла Южно-Карской впади ны на сейсмических разрезах также выделяются комплексы склоновых отложений , проградиро вавших в глубокую часть формировавшегося фузивов) [2,54]. пермско-триасового бассейна рифтовой системой в основании с пере крестной [5,54]. [2]. эрозионно-тектонического палеорельефа Вторая объясняет происхождение аномаль ных горизонтов эндогенными при'Шнами, Т.е. на [53,54]. Важно подчеркнуть, что ареал развития аномальных рефлекторов, прослежива емый из Южно-Баренцевской впадины вплоть до архипелага Земля Франца-Иосифа и впадины Святой Анны, в плане достаточно определенно совпадает с областью отсутствия (прекращения корреляции) горизонта Ia (или с " зиянием" в кров ле палеозойских карбонатов) в Восточно-Барен Таким образом, в позднепермское время и в начале триаса в преимущественном режиме круп ного регрессивного цикла интенсивный снос тер цевском бассейне. Представляется, что эта осо бенность тектоники, наряду с другими доводами, обосновывающими здесь магматическую приро ригенного материала происходил с Балтийского щита (Кольский полуостров), с Канинского под нятия , с Палеоурала транзитом через Тимано-Пе ду аномалиеобразующих объектов в осадочном чорскую область и ее нынешнее подводное продол жение , с зоны Центрально-Баренцевских поднятий (с запада) и с отдельных районов Новоземельской области (с востока). Мощный поток всех этих осадков сгружался в прогибающуюся опережаю бонатов , сопровождавшегося поступлением че щими темпами Восточно-Баренцевскую депрес ются с установленными на восточной бортовой чехле, служит дополнительным подтверждением рифтогенного разрыва толщи палеозойских кар рез образовавшуюся брешь базитовой магмы. Наблюдаемые на сейсмических разрезах ано мальные горизонты, расположенные в интервале верхней перми-нижнего триаса, корреспондиру сию в условиях первоначально относительно глу зоне Восточно-Баренцевского бассейна прослоя боководного ми бассейна снекомпенсированным осадконакоплением. Активизация тектонических процессов, кон трастно дифференцированный рельеф , специфи ческий характер седиментации в рассматривае мый период обусловили формирование сложно построенного разреза отложений . В этой связи на большей части региона осадки терригенной пер ми не отличаются от триасовых, составляя вместе комплекс однотипных пестроцветных песчано глинистых образований. И лишь на южной и юго восточной периферии Южно-Баренцевского бас сейна по угловому несогласию можно судить об обособлении триаса на уровне неоднозначно про слеживаемого горизонта 1, коррелируемого с кровлей верхней перми - подошвой триаса . Образования триаса составляют основной объем мезозойских отложений , достигая в депо центре Восточно-Баренцевского бассейна 7-8 км. На сложную фациальную картину триасовых от ложений на сейсмических разрезах указывают и горизонтами вулканогенного материала, представленного туфопесчаниками, туфоалевро литами, туффитами и туфами среднего-основно го состава. В обнажениях пород запада Новой Земли и в разрезе морской скважины Адмирал TeйcKaя они залегают в терригенных отложениях верхней перми-нижнего триаса [2,54]. Аналогич ные слои пирокластов в индских образованиях развиты на востоке Таймыра и прилегающем шельфе моря Лаптевых. Синхронный трапповый магматизм имел место в пределах Печорской плиты и Коротаихинской впадины, где возраст базальтов определен рубидий-стронциевым ме тодом [1,41], а также в районах Свальбарда, Зем ли Франца-Иосифа [2,54,63], [24], за [60], Ени Таймыра падного побережья Байдарацкой губы сей-Хатангского прогиба [24, 27]. Основные эффузивы трапповой формации вскрыты Тю менской сверхглубокой скважиной [37]. Различные геолого-геофизические материалы позволяют сделать вывод, что основной объем частая смена структуры волнового поля, измене базальтоидного магматизма приходился на позд ние динамических особенностей отражающих го нюю пермь - ризонтов. Вместе с тем как в верхнепермском, щие фазы тектоно-магматической так и триасовом диапазонах разреза фиксируется появление на разных стратиграфических уровнях границ (так называемой серии "аномальных" го ризонтов), образ которых резко отличается от проявлялись и далее в триасе . С учетом всего изло женного общая продолжительность рассматривае всех других рефлекторов. На природу этих гори типичных случаев развития рифтовых структур 20-35 млн. лет приводит Ю.Г. Леонов [18]. зонтов существуют две основных точки зрения. ранний триас, хотя редкие затухаю активизации мого этапа рифтогенной активизации составляла Почти идентичную оценку для 25-30 млн. лет [54]. ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 - К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ Рис. 1- 4. зз Реконструкция Южно-Анюйского палеоокеана в триасе по данным палеобиогеографии Тетис; 2- Сибирская и 3- Канадская провинции ; 4- суша; 5- [14]. направление течений. Одновременно имел место и анорогенный суб щелочной гранитоидный магматизм на Таймыре [6], фиксирующий всплеск финальной фазы тек тоно-геодинамического преобразования Южно ми трансгрессиями и ингрессиями моря. В целом же общий стиль смены палеогеографических об на. Эта тенденция прерывалась кратковременны Таймырской зоны. ми трансгрессивными и регрессивными события становок [2, 54, 69] был обусловлен рекуррентны Изложенное указывает на то, что рассматривае ми, протекавшими на фоне отступления моря и мый этап развития Баре.щево-КарскоЙ окраины, обмеления региона. Судя по всему, к северу или к характеризующийся северо-западу ным магматизмом, исклю'ШТельно ПрОЯВИВllПlМся базальтоид в различных от окраины располагался структурно-тектонических условиях, проходил син нический?) водосборный бассейн (рис. хронно с коллизионными процессами (или их завер шающимися фазами) в пределах Таймыра и Урала. помимо уже В палеогеографическом отношенин в крупней ших бассейнах окраины на данном этапе отмечает ся постепенный переход от некомпенсированного хребту Нортвиид осадконакопления к компенсированному, протя женный заливообразный глубоководный (океа отмеченного, 4). На это, указывают и данные геологических и сейсмических исследований по [8]. Здесь, в южной части эскар па Нортвинд , оконтуривающего хребет с востока, на границе с Канадской котловиной, по результа пред там донно-каменного опробования А. Грантцем ставленному прибрежно-морскими, мелководны среди триасовых отложений выявлены дисталь ми, озерно-болотными и субконтииентальными ные турбидиты внешнего шельфа и бассейновые фациями в среднем и позднем триасе. При этом по мере заполнения Восточно-Баренцевского бассейна область морской седиментации оттесня образования. Этот палеоокеанический бассейн мог достигнуть максимального влияния на Барен лась к северу и северо-западу в соответствии с фа вую эпоху ее рифтогенной деструкции, учитывая зами усиления воздымания на юго-востоке регио- закономерные связи в эволюции океанов и конти- 3 ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 цевскую окраину в позднепермско-раннетриасо шипилов 34 нентов, обусловленные проявлением общей пе риодичности глубинных геодинамических про цессов, как это показано В.Е. Хаиным [44,45]. Вместе с тем становится очевидным и то, что в поздней перми - раннем триасе Баренцево-Кар ская окраина развивалась в едином тектоно-гео динамическом режиме с Северной Евразией. Об этом свидетельствуют и масштабы эпиконти нетального рифтинга , и сопутствующий баз аль тоидный магматизм, указывающие на то, что рас сматриваемый регион находился в поле влияния ванный до этого режим приобретает явные чер ты подвижности. Высокая скорость погружения и не компенсированное осадконакопление сопро вождаются базитовым магматизмом и смещени ем депоцентров. Эта подвижность зафиксирована в диахронности сейсмнческих горизонтов, отра жающих миграцию во времени и пространстве фациальных обстановок и свидетельствующих об отсутствии отчетливых латеральных границ меж ду отложениями, сформировавшимися в данных обстановках. Сложившаяся в ходе эволюционных разнона суперплюма, растекавшегося под литосферой и создававшего локальные апофизы, проникавшие в земную кору [12] на разном расстоянии от его правленных тектоно-геодинамических преобра гипоцентра. результирующая Однако парадоксальность ситуации заключа ется в синхронном и смежном проявлении в Се верной Евразии диаметрально противоположных процессов, их наложении и взаимодействии, Т.е., по сути, интерференции. С одной стороны , шла аккреция континентальной коры (коллизия в Уральской и Южно-Таймырской зонах), а с дру гой - происходила ее широкомасштабная рифто генная деструкция (в том числе и образование грабенов с щелочно-ультраосновным магматиз мом (в виде лампроитов) в пределах самого Урала вдоль Главного глубинного разлома [41,54 и др.]). При этом в плане пояса деструкции расположи лись в два концентрических эшелона, ближний и зований в позднепермско-раннетриасовое время интерференционная картина строения арктической периферии Евразии, ее Ба ренцево-Карской окраины свидетельствует о за вершении основных процессов аккреции, практи чески одновременном в геологическом масштабе времени , скачке к началу распада только что со зданной вегенеровской Пангеи. За ним последо вал переход к юрско-меловой (Амеразийской) ге нерации молодого океанообразования в Арктике. Но в конце триаса-начале юры этому предшест вовали геодинамические события [5, 23, 39, 54], являющиеся , по существу, последней и локальной в регионе конструктивной фазой , приведшей к становлению Пайхойско-Новоземельской склад чато-надвиговой системы. дальний, по отношению к мегасводу, созданному Северо-Азиатскимсуперплюмом . В первый из них попали бассейны Западно-Сибирский, Южно Карский, ЕнисеЙ-ХатангскиЙ. Во втором поясе, отделенным от первого Уралом и его затухаю щим разломно-шовным продолжением, размес тились Тимано-Печорский и Восточно-Баренцев ский бассейны. Такая расстановка не исключает, что последний бассейн имел какое-то распростра нение в районы, располагавшиеся на месте совре менной глубоководной области Северного Ледо витого океана. И в этой связи в условиях интер ференции геодинамических режимов трактовка ЮРСКО-МЕЛОВОЙ ЭТАП ОКЕАНООБРАЗОВАНИЯ В АРКТИКЕ (АМЕРАЗИЙСКАЯ ГЕНЕРАЦИЯ) Юрско-меловой этап в геологической эволюции региона характеризуется резкой Арктического сменой тектоно-геодинамических условий и палео фациальных обстановок, приведших, соответствен но, к существенным трансформациям земной коры и аккумуляции изменчивых по мощности и литоло гическому составу комплексов отложений осадоч ного чехла континентальных окраин. какой-либо из моделей развития рифтинга (пас В чем причины того, что практически син сивного или активного) представляется все же весьма проблематичной [18]. хронно с экспансией морских трансгрессий в сред ней юре и последующим наступлениям в волж ское время спокойных (как считается), застойных Изложенное позволяет заключить , что рас смотренный временной отрезок резко контраст ной тектоно-магматической активизации аркти ческой периферии Северной Евразии по размаху и амплитуде протекающих здесь процессов и во влеченного в них объема земного вещества явля ется не только поворотной вехой в развитии ок раины. Это главенствующий этап в становлении аномального облика Восточно-Баренцевского и Южно-Карского бассейнов с их мощнейшим оса условий седиментации в бескислородной среде в пределах Баренцево-Карской окраины проявился и обильный базальтоидный вулканизм? Какова геоисторическая последовательность и взаимо связь событий в Арктике, повлекших , казалось бы, столь разноплановые тенденции в развитии Западно-Арктического окраинного сегмента Се верной Евразии? Амеразийский бассейн занимает доминирую дочным выполнением и редуцированной земной щую часть глубоководной области Северного Ле корой [2, 54] . С этого переломного для геологиче ской истории региона момента его стабилизиро- довитого океана, лежащую к востоку от хребта Ломоносова ( см. рис. 1). По своей протяженности ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ 1~4 1 * 15 ~б 1200 Рис. 5. 35 в.Д. Схема тектоно-геодинамических взаимоотношенй Амеразийского бассейна и Баренцевоморской континен тальной окраины 1- положение спредингового центра Амеразийского бассейна; 2- Свердрупско-Новосибирская палеотрансформа ; положение (вне указанной системы координат) Гренландии, Канадского Арктического архипелага и хребта Ломо носова до открытия Норвежско-Гренландского и Евразийского бассейнов; 4 - границы областей и бассейнов J-K риф тогенной активизации Баренцевской окраины; 5 - районы базальтоидного J-K магматизма; б - скважины (Л -Лудлов екая, А - Арктическая) . Буквенные обозначения: бассейны - СА - Св. Анны , СБ - Северо-Баренцевский, ЮБ Южно-Баренцевский, Н - Нордкапский, хм Хаммерфест, М - Медвежине кий , О - Ольги, ШСГ - Шпицбергенско Северо-Гренландская, хл Хатангско-Ломоносовская, СвН - Свердрупско-Новосибирская трансформы . СВБ - Свер 3- - - друпский бассейн. Изобаты - 1000, 2000, 3000 м и геометрической конфигурации (клиновидное очертание) он сравним с более молодым Евразий мезозоя (возможно, начиная с триаса) (см. рис. ским бассейном, но по площади превосходит по предполагается и по устойчивому существованию следний почти в два раза. в это время специфической морской биоты высо Геодинамическая эволюция бассейна остается предметом дискуссий, однако большинство иссле дователей не отрицают мезозойского (позднеме зозойского ) возраста этой геоструктуры и стар товой деструктивно-рифтогенной активизации, приведшей к первой генерации молодого океано образования, - заложению Канадской впадины и формированию Амеразийского бассейна. В под тверждение этого свидетельствуют различные материалы, указывающие на то, что, по меньшей мере, в юрское время (когда северная часть Цен тральной Атлантики уже существовала) все трансгрессии в район современных Северного моря и Западно-Арктической окраины происхо дили с севера, где , по всей видимости, и распола гался обширный глубоководный океаноподобно го типа бассейн. ГЕОТЕКТОНИКА N.! 5 2004 Наличие в Арктике такого океана в течение кого таксономического разнообразия 4) [14]. Анализ геологической ситуации и морфологи ческих особенностей дна позволил ранее наме тить в Амеразийском бассейне древнюю ось про гибания [34]. Она простирается от дельты р. Мак кензи через опущенный участок между хребтами Альфа и Менделеева и далее через наиболее изо гнутый приполюсный отрезок поднятия Ломоно сова к району Земли Франца-Иосифа и трога Св. Анны на Баренцево-Карской окраине . Эта ось разделяет две области распространения выхо дов докембрия - Канадско-Шпицбергенскую и Чукотско-Карскую, занимая стержневое положе ние по отношению ко всему океану с его окраин но-континентальными морями и глубоководны ми котловинами. З* шипилов 36 Различные ции сходятся палеотектонические в том, что реконструк показывают в мезозое продольное положение спрединговой оси в Аме разийском бассейне (рис. 5) [3, 75, 80, 89,94]. От стка палеодна. Важно отметить, что в разрезе де поцентра подобных особенностей не отмечается: в скважине Арктическая песчаники в верхней юре сменяются глинистыми отложениями. мершая зона спрединга была выявлена в структу ре аномального магнитного поля Канадской кот ловины [65, 75, 89]. генной активностью в виде интрузий основного Известен целый ряд моделей, объясняющих с различных сторон образование рассматриваемой состава. Возраст вскрытых скважиной в районе Лудловского поднятия (разделяющего R)жно- и Се области [89]. Однако наиболее обоснованным, подтвержденным геолого-геофизическими дан веро-Баренцевские впадины) пластовых базальтов Морская трансгрессия и углубление бассейна в рассматриваемую фазу сопровождались и эндо ными , а также палеогеодинамическими реконст по К-Аг составляет 159 млн. лет [16,54,57], а в сква жине Нагурской (архипелаг Земля Франца-Иоси рукциями является ротационный механизм гене зиса Амеразийского бассейна [65, 75, 89]. Исто рия развития по этой модели характеризуется фа, рис. 6) - 151 11 млн. лет [38]. Близкий воз раст базальтов (145 млн. лет) устанавливается на Шпицбергене и на его восточном шельфе [70,91], ± следующими основными событиями и их особен а также в Свердрупском бассейне ностями. лет) Становление Амеразийского бассейна проис ходило в две фазы. Начальная фаза тектонической активизации связывается с "неудавшимся" (или незавершен ным) рифтогенным событием на временном от резке аален-бат-титон и знаменуется развитием расширенных полуграбенов вдоль арктической окраины Аляски. Это подтверждается детальным стратиграфическим и структурным анализом от ложений, а также результатами бурения конти нентальной окраины Аляски и сопредельных об ластей [89]. В Баренцевоморском регионе эта фаза нача лась с погружения территории и трансгрессии с се вера в ее пределы морского бассейна, достигшего в конце батского века Печорской равнины [11]. Озерно-аллювиальные условия седиментации сменились здесь прибрежно-морскими и морски ми, и песчаные толщи, столь характерные для ранней и средней юры, начиная с келловея, заме щаются песчано-глинистыми образованиями, а последние в поздней юре - преимущественно гли нистыми. В области R)жно-Баренцевского бассейна, [71]. (152 ± 6 млн. Указанные изотопные датировки укла дываются преимущественно в позднеюрский (волжский) отрезок геологической шкалы [61], когда в пределах Баренцевоморского региона и, особенно, в Восточно-Баренцевском бассейне, обозначились условия максимальной трансгрес сии и накопления депрессивной черносланцевой фации кимеридж-волжского глинистого ком плекса [54]. Материалы сейсморазведки и буре ния показывают широкое распространение этих образований, сменяющихся диахронно по латера и вертикали клиноформными склоновыми глинисто-песчаными фациями неокома. Оба ли сейсмокомплекса однозначно опознаются на большинстве временных разрезов от Печорского моря на юге до впадины Св. Анны на севере. По добные обстановки седиментации в конце юры установились, помимо отмеченного, на обшир ных пространствах Западной Сибири и юга Кар ского моря, а также в Норвежском и Северном морях, обусловив специфические условия осадкона копления и формирования доманикоидных кремни сто-глинистых отложений, аналогичнных баженов ской свите. Возраст кровли черносланцевого "гори зонта", перекрытого неокомским клиноформным комплексом, изменяется от верхов берриаса до го еще не обособленного с севера Лудловской пере мычкой, рассматриваемый период обозначился гораздо более контрастными переменами. В сред неюрское время происходит обновление струк терива, то есть является диахронным. турного облика бассейна за счет возникновения возвышенностей или тектонических уступов пре имущественно в бортовых зонах. Это фиксирует не от готерива-баррема-раннего апта до раннего на, Вторая фаза развития Амеразийского бассей связанная с рифтогенезом, переросшим в спрединг, устанавливается во временном диапазо сеномана. В этот период Канадский Арктический архипелаг (с одной стороны) и Аляска с Чукоткой ся появлением в разрезах скважин, расположен (с другой) начали удаляться друг от друга, испы ных по периметру впадины, пластов гравелитов и тывая конгломератов. Судя по тому, что указанные об женной в районе дельты р. Маккензи. При этом вдоль Баренцево-Карской палеоокраины, с входя щим в ее состав блоком будущего хребта Ломоно разования встречены от верхов нижней юры до кровли средней, процесс дифференциации был растянут по времени, как и возникновение источ ников сноса. Менялись тракты поступления обло мочного материала, и в ряде районов средняя юра отделена от верхней несогласием, видимо, угло вого типа, связанного с изменением наклона уча- вращение относительно точки, располо сова, получила развитие трансформная зона раз ломов (Свердрупско-Новосибирская) с левосто ронней кинематикой (см. рис. 5). В современном рельефе дна следы ее положения, как представля ется, отмечаются глубокими (свыше 3800 м) узкиГЕОТЕКТОНИКА NQ 5 2004 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ .. 'Е! о: '" ~5"-о: gj 3 500 "о ...... ~ ::; ,"u'" ""'"'" » r=:" ,.'" ~'" r=:''"" с: <:~'" . 0: . "-,,, " о'" ~ .. 'Е! .. ... '" "- u .. о: 37 u ''"' '":r ~ '" ~ <@ ." "-,,, " .. ~ м 6 о: о: '" ji '" ""~ 0<: ~ " "'6 о: в . "~U"' О - 500 А - 1000 ..,... м i О у ' 2 4 6 Б 8 О 50км pz,., PZ? 360 660 в. В ~J I,,·· ·· · ··· 1 2 ~ з1 800 б с . Ш. 14 ~:::J5 1 У 16 ~....:....! 7 О I Рис. 6. Синтетический субширотный геолого- геофизический разрез архи пелага Земля Франца - Иосифа и прилегаю щего шельфа по данным бурения на островах, геомагнитного моделирования и морских сейсмических исследований [33]. А - гипсографический профиль архипелага и прилегающего шельфа; Б - глубинно-геологический разрез архи пелага и прилегающего шельфа; В - врезка с расположением разреза: а - островов с ледниками, б - дна; 2 - восстановленная поверхность допозднечетвертичного времени; 3 - леднико вые образования и верхнечетвертичные отложения; 4 - пластовые тела базальтоидов J-K воз раста; 5 - предполагае мое положение подошвы осадочного чехла/поверхности фундамента; 6 - разломы и нарушения; 7 - а - параметриче ские скважины, б - расстояние до пересечения с ближайшим сейсмическим профилем, в - положение скважин на про 1- филе ми желобообразными морфоструктур ами, про являлась своеобразным "барьером", двухфазная стирающимися вдол ь п одножия хребта Ломоно п опытка пр опагации через котор ый, в пределы сова и лежащими на продолжениях котловииы окраины, завер шил ась, в конечном счете, отми ранием ср едиино-океанического хребта Амер а Макарова . Формирующийся спредии говый центр воздей зийского бассейна . ствовал на Б аренце во- Кар скую палеоокраину че в пределах Б аренцевоморского региона пере рез отмеченную трансф орму. Это фикси руется ход ко второй, главн ой, ф азе стан овления Амера приуроченностью к последней окраииноконти зийского бассейна ознамено вал ся сменой глинис нентального плато базальтового вулканизма (см. тых сланцев ("баженитов ") груб о зернистыми ре рис . 6). Для рифтогенно-спредингового центра Свердрупско - Новосибирская трансформная зона ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 гре ссивными "вельдскими" фациями раннего мела . Смена ф ациальных условий осадконакоп - шипилов 38 ления происходила с миграцией во времени и про ложенного странстве практически повсеместно на континен природа этих образований. тальных окраинах. Активизация тектоно-геоди намических процессов с проявлением мощных регрессивных событий в раннемеловое время бы ла обусловлена глобальными причинами дом Пангеи-II [46] - распа с резким падением уровня Ми рового океана. Это привело к размыву поднятий, окружающих Восточно-Баренцевскую троговую выше не исключена вулканогенная В Свердрупском бассейне по большинству изо топных датировок базальтоидных образований [91] интервал рифтогенной активизации ограни чивается 131-100 млн. лет, а биостратиграфичес кие их привязки достигают значений 92 млн. лет. В диапазоне от готерива до альба находится воз раст трапповых базальтов островов Де-Лонга и [89]. систему, в преднеокомское время, а также в ран вулканитов подиятия Альфа неаптскую регрессию. В результате на сводах бы данные показывают, что базальты, поднятые с ли денудированы не только верхнеюрские глини одного из эскарпов хребта Альфа, датируются по Лr/Лr в 82 ± 1 млн. лет [72]. стые отложения, но и неокомские породы. В при сдвигов ой зоне, располагавшейся между Южно- и Северо-Баренцевскими депоцентрами осадкона копления, сформировалась Лудловская перемыч ка. Здесь одноименной скважиной подсечена пла стовая интрузия габбро-диабазов (расположен ная выше уже упомянутой) с К-Лr возрастом 131- 139 млн. лет [16,57], связанная с мантийным диа пиром [54]. Это свидетельствует о том, что рифто генный режим в Восточно- Баренцевском бассейне в меловое время носил достаточно отчетливый ха рактер. На палеоокраине реактивировалась сеть диагональных разломов и нарушений северо-вос точного и северо-западного простираний сбросо вого и сбросо-сдвигового типов. Она определила А новейшие Изложенное приводит к выводу О том, что описанные базальтовые силлы, дайки и покровы раннего мела (готерив-альб, местами до сенома на) являются индикационными признаками рас крытия Амеразийского бассейна. Обе рассмотренные фазы юрско-меловой ге нерации океанообразования находят достаточно уверенное подтверждение в последних результа тах радиологических определений образцов бази тов архипелага Земля Франца-Иосифа, выпол ненных специалистами США и России с примене нием К-Лr и Таким Sm-Nd методов образом, [36]. юрско-меловая генерация ориентировки трендов большинства развиваю океанообразования в Арктике, связанная с зало щихся жением и развитием Амеразийского бассейна, структур региона, которые хорошо сматриваются и в рельефе дна моря про [20]. как видно, нашла вполне очевидное отражение в Синхронно этим событиям (вплоть до сенома на) активным базальтоидным вулканизмом были охвачены Земля Франца-Иосифа (см. рис . 6, В, K-Ar состав 103 ± 7 млн. лет [38]), трог Св. Анны, восточ ный шельф Шпицбергена (верхний предел 105 млн. лет [70, 91]). Сейсмические материалы [49, 53, 87] указывают на широкое присутствие скв. Нагурская возраст базальтов по ляет одновозрастных силлов в осадочном чехле севера Баренцевской окраины и особенно в Восточно Баренцевской депрессии. Интересно отметить, что рубежом юры и мела датируется возраст предполагаемых импактных структур Баренцева моря - Мелнир (расположенной на северном пле че Нордкапского грабена) и Лопарской (юг Юж но-Баренцевской впадины) [23,39]. С учетом из- тектоно-геодинамических преобразованиях и па леофациальных условиях осадконакопления Ба ренцевоморской окраины. Представляется, что разломно-деструктивное продолжение осевой зо ны спрединга Амеразийского бассейна раскололо блок протохребта Ломоносова в центральной его части, обусловив тем самым его морфологичес кую изменчивость, что в дальнейшем отразил ось и на конфигурации Евразийского бассейна. По простиранию (ЮЗ-СВ) эта деструктивная зона была связана с полосой глубоких рифтовых про гибов (см. рис. 5) - Св. Анны, Северо-Баренцев ского, частично Южно-Баренцевского, Нордкап ского, Хаммерфест, Тромсе, Медвежинского, Ольги и Т.д. [68, 76, 93] в попытке объединения навстречу раскрывающейся Северной Атланти ке. Но эндогенные энергетические возможности Рис. 7. Схема основных структурных элементов запада Баренцевоморской окраины и прилегающей части Норвеж ско-Гренландского океанического бассейна [56, 59, 84--86] изобаты (метры) ; 2 - номерные линейные магнитные аномалии Норвежско-Гренландского океанического бассей на; 3 - разломы: а - сплошные на Шпицбергене, прерывистые на остальной части рисунка, б - нарушения сбросового типа, в - контуры поднятий и бассейнов; 4, 5 - сегменты переходной земной коры (см . текст); 6 - соляные диапиры; 7 - изолинии значений (км) кайнозойской эрозии отложений; 8 - изопахиты отложений (км) Поморского прогиба; 9 вулканическое плато Вестбаккен; 10 - векторы растяжения спредингового центра хребта Книповича 1- Буквенные обозначения: бассейны: ОБ - Ольги, БМ - Медвежинекий, НБ - Нордкапский, ХМБ - Хаммерфест, ТБ Тромсе, ХБ - Харстадт; поднятия: ПС - Стаппен, ПЛ - Лоппа , хх поднятие (хребет) Ховгард; системы разломов: ТС - Сенья (трансформа) , СРК - Кнеллега, СРХ - Хорнсунн; среди н но-океанические хребты: МХ - Мона, ХК - Кни повича, ХМ - Моллой - ГЕОТЕКТОНИКА .м 5 2004 к ТЕIСТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ 39 В.Д. 400 1 -200 2 _а -;:..::;:-r б 3 .......... ....J_ в С.Ш. о. Надежды \ I I I J. " "- . ,':', .::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::.~:::::~:-.~~~ ~./~::d2~~%.:~:::~::.~.:t<:;:~: :r/\~ :;:::;;;:~~ttt~tt~~ttt~tttJtт7f:f:~~~:tiw:t:~tt:tttttttt • • • • • :.:.: .: .:.: .:.: . ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 ..... 100 I :':-:-:-:':-:':-:':-:-:':-:-:-:-:-:-:':-:':-:':-:-:-:-:-:':-:-:-:':-:-:-:':' • • • • ••• 0 км .0 I ••••• шипилов 40 развития спрединrового центра Auмеразийского бассейна, судя по всему, были уже на исходе, и ра и зобщения Баренцевской окраины вдоль отмечен ан" Баренцевоморской (Шпицбергенский сектор) и Лаптевоморской континентальных окраин, про ной унаследованно-ослабленной (от каледонского и посткаледонского этапов тектонических преоб разований) полосы земной коры, занятой отмечен реконструировать тектоно-геодинамические обстановки в переходных зонах "континент-оке ЯВИВlПИеся в условиях позднемеловой-кайнозой ской генерации океанообразования в Арктике. ными рифтогенными структурами, не произошло. ПОЗДНЕМЕЛОВОЙ-КЛЙНОЗОЙСКИЙ ЭТАП ОКЕАНООБРАЗОВАНИЯ В АРКТИКЕ Переход к процессам позднемелового - кайно зойского океанообразования в Арктике был обусловлен событиями финального раскола и растаскивания Лавразийских фрагментов послед ней Пангеи. Как следствие в результате отделения Гренландии, а затем и полосы континентальной коры поднятия Ломоносова от Евразии образова лись Норвежско-Гренландский и Евразийский океанические бассейны и оформились границы Баренцево-Карской (западная и северная) и Лап тевоморской окраин [15,24,26,31,32,40,43,49, 50,52,55,56,58,59,64,66,67,77,88,89,92]. Фундаментальную роль в раскрытии как Нор вежско-Гренландского, так и Евразийского спре ДИНГОВЫХ бассейнов играли две крупные зоны трансформных разломов (см. рис. 1): Шnицбер генско-Северо-Гренландская и Хатангско-Ломоно совская. ОlШ по своим характеристикам аналогич ны "демаркационным" (по Ю.М. Пущаровскому) или "магистральным" (по В .Е. Хаину) разломныlM зонам, описанным в работе [29]. их характерней шие признаки заключаются в том, что они разде ляют сегменты океана, отличающиеся по струк туре, возрасту и геодинамическим особенностям развития. К этому необходимо добавить, что в рассматри ваемой ситуации Шпицбергенско-Северо-Грен ландская и Хатангско-Ломоносовская транс формные зоны, как видно, еще и разграничивают континентальные и океанические области, явля ясь для спрединrовых центров своеобразными "барьерами", вдоль которых происходило сколь жение либо перескок их осей [19], кардинальное изменение направлений дальнейшего продвюке ния, прослеживания KOTOPblX до сих пор вызыва ют дискуссии [4]. Проникая в смежные области, такие зоны трансформных разломов изменяют свои кинематические параметры (релаксируют [29]) и могут затухать . Вместе с тем на континен тальных окраинах вдоль "барьерных' трансформ концентрируются ареалы базальтоидного (пла тобазальтового) магматизма, фиксирующие фа зы наиболее активного развития глубоководных бассейнов. Все отмеченное в полной мере отно сится и к указанным трансформным зонам. Имеющиеся геолого-геофизические материа лы позволяют рассмотреть особенности строения ~пицбергевская(Западно-Баревцевская) окраина н Норвежско-Гренлавдский бассейн В переходной полосе, расположенной между Баренцевоморской окраиной и Норвежско-Грен ландским океаническим бассейном, протянув шейся от трансформной зоны Сенья на юге до трансформы Моллой на севере, выделяются два различных по строению земной коры района (рис. 7). Один из них соотносится с вулканической провинцией (плато) Вестбаккен, второй прости рается к северу от указанного, субмеридиональ но, практически вдоль континентального склона. И тот, и другой в тектоническом отношении представлены ступенчато сброшенныlи блоками . континентального фундамента окраины, погру жающимися на значительные глубины в сторону пред океанического кайнозойского Поморского прогиба и ограниченными в тылу сложной дизъ юнктивной системой Кнелегга-Хорнсунн. Одна ко между этими сегментами окраины существует различие, и заключается оно в следующем. Провинция Вестбаккен представляет собой погребенное вулканическое плато с покровами траПIIОВЫХ базальтов, распространенными по верх консолидированной континентальной коры (рис. 8). Докайнозойский фундамент здесь, по сейсмическим данным, характеризуется преиму щественно ровным рельефом в структуре разно уровневых блоков, смещенным по высокоампли тудным разломам . В пределах второго сегмента, сопряженного на востоке с системой нарушений Хорнсунн, кон тинентальная кора деструкцирована намного ин тенсивнее - до полного разрыва "гранитно-мета морфического" слоя, сопровождаемого и контра стным утонеlШем подстилающего нюкнекорового 9). При этом наблюдается максимальное погружеlШе фундамента на отметки 9-11 км и подъем гра ницы Мохо до уровня 15-13 км в осевой части Поморского прогиба, что на 2.5-3 км превыша ет таковой под гребневой зоной прилегающего хребта Книповича . Этот мантийный выступ фиксируется в гравитационном поле интенсив ной положительной аномалией, известной как "Хорнсуннский максимум". "гранулито-базитового" комплекса (рис. Рассматриваемые сегменты, как представля ется, отражают изменяющийся характер текто но-геодинамических условий эволюции рифто генно-спредингового центра и, ГЕОТЕКТОНИКА следовательно, М 5 2004 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ 3 ПР 41 в 91237 Поморский прогиб v х х 5 5 х х х х х х v х v Х х v Х Х х х Х х 720 Сенъя lо~О~ О Базальтовы е покровы и вулканы на континентальной коре ____~~______________________________________________________________________-LIОкм 100км км Рис. 8. Сейсмогеологический разрез, иллюстрирующий строение ЗОНbI переход а от континентальной окраИНbI Барен цева моря к Норвежско-Гренландскому бассейну (ЮЖНblЙ сегмент , см . текст). Условные обозначения на рис. 9. На врезке - пол ожение разреза . Над разрезом - график интенсивности аномальиого магнитного поля (ед. IIЗмерения нТл - на нотесла), то же на рис. 9 развития Норвежско-Гренландского бассейна и становления его Баренцевской окраины . Как показывает анализ геолого-геофизических материалов [55, 56, 59], вулканические образова ния плато Вестбаккен сформировались в пале 0- цен-эоценовое время на эродированной поверхно сти континентального фундамента, отколотого от поднятия Стаппен, расположенного восточнее и принадлежащего континентальной окраине. Об становка , с которой связывается проявление траппов , была обусловлена относительным пере мещением Гренландии и Баренцевской окраины по системам трансформных разломов Сенья Троллеланд и Хорнсунн (Шпицбергенско-Севе трансформ , раскрывался Евразийский бассе йн. Но первоначальный раскол объединенной конти нентальной литосферы в области будущей дивер генции произошел , вероятно, несколько ранее - позднемеловое-раннепалеоценовое На время. в это указывает установленная по данным морско го бурения и сейсмических разрезов одна из мощ нейших в геологической истории окраины фаз эрозии, связанная с общим предрифтовым подня тием региона . Только во внутренних районах шельфа величины смытого разреза достигают 1.5-2 км [25, 33, 84], нарастая к его внешним обла стям (см. рис. 7). И основные тектонические пре происходило образования в позднемеловое-палеогеновое вре мя были также связаны с периферийной частью окраины. Активные дифференцированные дви жения в приокеанической зоне заметно обособ растяжение, а в северном , в режиме сдвиго-сжа ляют в своДово-блоковые поднятия Свальбард, тия , транспрессивное взаимодействие Гренланд Землю Франца-Иосифа, Северную Землю, разде лив их окраинными грабенообразными желобами (см. рис. 6). По мере разрастания океанических po-ГренландскоЙ) . Таким образом , в южном сег менте в условиях сдвиго-раздвига ского и Шпицбергенского геоблоков с формирова нием Западно-Шпицбергенского [65, 83] и Эуре канского складчато-надвиговых поясов . Севернее Шпицбергена, по ГЕОТЕКТОНИКА последней .N! 5 2004 из отмеченных впадин продолжался и рост отмеченных поднятий с возникновением впоследствии на них ледников. шипилов 42 ПР 91235 (АТ) Т ~a'H ~ ~ 7 210 В 200 ~ - 200 О В.д. O Т---~~--------~--~~~~~~~~--~------I О 100км [п] Тг] А1 Ia 11 5 10 5 г г г _ ,. г г хребет _ г г г ,Книповича гггггг г г г г гг 1"' ~o ' . г г , ., Г r ггггг Г,' , • 1" 1 , l: ~1'r; ........... I; .. ,..,!: ...... ~ .. _ ~ ..... !r" .- -""'''~...г г г г/ r 10 л ........' л Поморский ~ •. л прогиб л л л 15 15 л л л л л л л л л л л л л л 20 20 л 72l..-~-- О 8 25 ~~~----------------------~------------------------------L25 км км V ~4 v ш8 D л 9 Iг V v ~ : ' 110 1~ ~ ~ I/ Iu 5 D 61~;-++ 1 7 12 I/ p;-/:>J13 Рис. 9. Геолого-геофизический разрез , характеризующий строение зоны переход а Баренцевская окраина ско-Гренландский бассейн (северный сегмент, см. текст) - Норвеж 1 - отражающие горизонты и их индексы; 2 - границы раздела плотностей и значения плотности слоев; 3 - разломы; 4,5- комплексы консолидированной океанической коры : 4 - второй слой, 5 - тре тий слой; 6 - верхняя ма нтия; 7-9 су пракрустальные комплексы континентальной коры: 7 - гранито,гнейсовый слой (протерозойский фундамент, рео морфизованный в каледонскую эпоху), 8 - докайнозойский фундамент переходной зоны (нерасчлененный), 9 - грану лито-базитовый слой ; 10 - "аномальная" земная кора переходного типа; 11 - отдельные вулканические экструзии в переходной зоне ; 12, 13 - комплексы осадочного чехла: 12 - девонские молассы в грабенообразных прогибах, 13 - кай нозойские комплексы осадочного чехла континентальной окраины и океанического бассейна ГЕОТЕКТОНИКА 2004 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ Неотектонические же грабен-желоба (Медве жинский, Франц-Виктория, Св. Анны, Воронина и др.), выраженные в рельефе дна глубокими вре 43 но дифференцированной для выделенных сегмен тов переходной земной коры с прилегающими к зами, являлись путями интенсивной транспорти ним районами. Плато Вестбаккен с относительно мощной континентальной корой испытывало за ровки продуктов размыва в океанические бассей медленное погружение с продолжительными пе ны с образованием конусов выноса. рерывами в осадконакоплении. А в Поморском В Баренцевом море весьма слабое позднеме ловое и палеогеновое осадконакопление отмеча ется в приконтинентальной субllIИРОТНОЙ зоне бассейнов Тромсе - Хаммерфест - Нордкапский юг Южно-Баренцевского. Этот прерывистый по яс неотектонического прогибания отражает зако номерную реакцию тыловой зоны Западно-Арк тической окраины в ответ на воздымание ее севе ро-западной и северной периферин, обусловленные процессами разрастания Норвежско- Гренландско го и Евразийского бассейнов. В Баренцевом море этому поясу свойственны высокие значения плот ности теплового потока [54], свидетельствующие о современной его активности. Вместе с тем, в этих бассейнах, расположенных на юго-западе Баренцева моря, главное вулканическое событие, имевшее место в провинции Вестбаккен на рубе же палеоцена-эоцена, маркируется llIИроко рас пространенным горизонтом туфов [66, 81]. ем геометрии его раскрытия в раннем олигоцене млн. лет назад (13 - хрон). В этот момент Гренландия меняет направление вектора своего движения с северного на северо-западный. На смену транспрессивному режиму в пределах се верного (Шпицбергенского) сегмента окраины приходит обстановка растяжения, повлекшая здесь сбросообразование вдоль прежних ослаб ленных зон и формирование второго типа пере ходной коры запада Баренцевской плиты. В севе ро-западной части плато Вестбаккен отмечены вулканические пики, располагающиеся ины, начиная с олигоцена, аккумулировалась тол ща мощностью около 10 км. Вместе с тем, новая фаза, являющаяся пово ротной в истории геодинамических преобразова ний для всей Арктики, кроме отмеченного, харак теризуется и тем, что с начала олигоцена Гренландия потеряла самостоятельность и вошла в состав Север о-Американской литосферной плиты. В это же время происходит отчленение хребта Ховгард от Сальбарда и он превращается в микроконтинент. Норвежско-Гренландский бассейн приобрета ет асимметричный облик в связи с тем, что хребет Книповича занимает позицию и остается в непо средственной близости от Шпицбергенской окра ины. Скорость спрединга в пределах хребта сни жается до минимально возможной для его суще Дальнейшее развитие Норвежско-Гренланд ского бассейна знаменуется трансформировани 35-33 прогибе, восточной бортовой зоной которого служит северный сегмент переходной коры окра поверх палеогеновых трапповых образований, и локаль ные пластовые интрузии (силлы) внутри осадоч ной толщи, что указывает на возобновление вул канизма в этой области, обусловленное реоргани зацией кинематики литосферных плит. Осевая зона спрединга будущего хребта Книповича про ствования. Тем не менее, всплески тектоно магматической активности в его пределах продол жаются, что находит отражение, как представля ется, в излиянии неогеновых базальтов и четвер тичном вулканизме на севере о-ва Зап. Шпицбер ген [13,84]. Как показывает интерпретационный анализ сейсмических данных [56,59], к началу миоцена (несогласие на уровне на погруженных 22.5 млн. лет, см. рис. ступенях 8, 9) континентального фундамента накопил ась толща грубообломоч ных отложений мощностью в среднем 2.5-3.5 км, а в осевых впадинах Поморского прогиба до 5.5-7.0 км. Ширина осадочного бассейна, от границы с платформой до восточного эскарпа па леохребта, составляла в раннемиоценовое время 180-200 км. В течение раннего и первой полови ны среднего миоцена (22.5-13 млн. лет) погруже ние окраины происходило с меньшей скоростью и становилось более дифференцированным. Мак двигается на север. Эта веха в геодинамической симальная амплитуда прогибания была приуроче эволюции региона, связанная с перестройкой по на к центральной части Поморского прогиба. Плато Вестбаккен в раннем-среднем миоцене, вероятно, находилось на уровне шельфа и служи ля тектонических напряжений, привела к интен сивно расчлененной разломи о-блоковой структу ре фундамента, а в северной части Норвежско Гренландского бассейна - к возникновению ром бовидной сдвиго-раздвиговой депрессии (Мол лой) типа pull-apart. Следует заметить, что в этом районе закартированы и максимальные отметки глубин дна, превышающие 5600 м. Вслед за расхождением Гренландии и Шпиц бергена последовало интенсивное погружение окраины, но скорость этого процесса была заметГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 ло областью транзита осадочного материала. Возросший темп погружения Поморского бас сейна в начале позднего миоцена сопровождался сбросом к подножию склона обвально-оползне вых масс. Во второй половине позднего миоцена-плей стоцене темпы скорости осадконакопления погружения максимальной (до окраины, 50 км) что превысили выразилось проградацией шельфа и шипилов 44 континентального склона. Одновременно проис ходит усиление тектоно-магматической активно сти в рифтовой зоне хребта Книповича и форми руется цепь наиболее высоких гребневых вер шин, которые составляют его современный "восточный эскарп". Несмотря на "рост" хребта, а также на то, что ось спрединга к этому времени отодвинул ась от границы с платформенной обла (которая служила источником сноса) на 260-290 км, его гребневая зона, за исключением самой северной части, была перекрыта верхнеми оцен-плейстоценовыми осадками . стью Лаптевоморская окраина, Евразийский бассейн и хребет Ломоносова Протяженная грабенообразная зона, по кото рой хребет Ломоносова отделился в самостоя тельный блок, возникла, вероятнее всего, как унаследованная в позднемеловое время и была расположена вдоль периферии Баренцево-Кар ско-Лаптевской палеоокраины (см. рис. 5) и суб параллельно уже существовавшему, как свиде тельствуют последние сейсмические исследова ния [73, 74], бассейну Макарова. Эта последняя геоструктура, судя по всему, была образована во временном интервале (поздний мел леоген), синхронном или близком - ранний па заложению тенденцию ослабления прочности в направлении от подножия к тыловой области континенталь ной окраины Анализ карт аномального магнитного и грави тационного полей, рельефа дна [78, 79, 90] позво ляет утверждать , что хребет Ломоносова, после отделения от Евразии в ходе миграции (как и не которые смежные структуры Амеразийского бассейна) , испытывал сжатие и деформации пре имущественно вдоль длинной оси, вызванные не параллельностью подъема асимметричного (поперечного) профиля мантии (раздел Мохо имеет большую крутизну в сторону хребта Ломоносова, чем в сторону Ба ренцево-Карского шельфа) [89] было связано с различным характером воздействия на раздвигае мые континентальные блоки океанических лито сферных масс, отжимаемых в стороны в процессе спрединга. трендов указанных выше зон палеотрансформных сместителей (см. рис. 1). Об этом свидетельствуют очевидные коленооб разные изгибы (порядка шести наиболее контра стных), резко изменяющие направление его про стирания и перепады отметок глубин. Это дает основание для вывода о том, что хребет во время своего дрейфа, в условиях двухстороннего про дольного сжатия, претерпел искажения своей первоначальной конфигурации, приведшие, в ка кой-то степени , и к сокращению его протяженно сти . В этой связи следует заметить, что современ ная длина хребта Ломоносова (около 1700 км) значительно уступает по протяженности окраи не, от которой он оторвался (около 2200 км) (см. рис. 5). Возникает вопрос: где может распола гаться недостающее звено хребта, видимо, поте рянное в процессе его перемещения? рифтогенной впадины Лабрадорского моря. Развитие Евразийского бассейна в условиях [77]. Представляется, что во временном интервале от момента старта рифтинга и последовавшего за ним спрединга (около 60-65 млн. лет назад) до 13 хрона (33-35 млн . лет) раскрытие Норвежско Гренландского бассейна либо опережало Евра зийский, либо Гренландская плита по темпам дви жения превосходил а хребет Ломоносова. В поль зу этого предположения свидетельствуют разли чия амплитуд разрастания океанической коры , заключенной между одноименными парами маг Растягивающие напряжения привели в дейст нитных аномалий в бассейнах, сопоставление в вие механизм Хатангско-Ломоносовской транс формной зоны, унаследовавшей продолжение глубинного раскола Хатангского палеорифта. В соответствии с расширением Евразийского бас целом их ширины и , наконец, разворот приканад сейна происходило и субпараллельное перемеще ние поднятия Ломоносова после отрыва от Ба ренцево-Карско-Лаптевской палеоокраины до современного положения этого асейсмичного хребта. В этой связи его можно рассматривать как микроконтинент. Примеры подобных конти нентальных отторженцев приведены в работах [32,42,58], а ближайшими из них являются хреб ты Ян Майен и Ховгард. Механизм отрыва континентальных ской оконечности хребта Ломоносова в сторону Амеразийского бассейна вдоль Шпицбергенско Северо-Гренландской трансформы (см. рис. 1). Присибирское окончание хребта Ломоносова 10) ограничивается, так же, как и прилегаю (рис . щее замыкание Евразийского бассейна со спре динговой осью хребта Гаккеля, зоной разломов с правосторонним сдвигом, отчетливо выделяю щейся в рельефе дна [9], в структуре геофизичес ких полей, по сейсмической информации (рис. 11) и названной автором Хатангско-Ломоносовской трансформной зоной [54, 55]. С внешней, Евра оттор зийской, стороны этой трансформы в интервале женцев обосновывается тем, что реологическая прочность континентальной литосферы в три ра глубин, заключенном между 200 и 2500-метровой изобатами, континентальный склон Лаптевомор за ниже, чем океанической, и, таким образом, при ской окраины характеризуется весьма сложным их совмещенном положении, в условиях растяги расчлененным рельефом дна. Он резко отличает ся от склона, расположенного западнее хребта вающих напряжений литосфера, в общем, имеет ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ а 45 б LSJ710 18 []![]91-:- : 110Dll 1___1121 ~ 113014 Рис. 10. Схема основных тектонических элементов Лаптевоморской окраины и Евразийского океанического бассейна окраинно-континентальное ограничение; 2 - грабены и рифты ; 3 - разломы и нарушения; 4 - надвиги и взбросы; складчатые структуры ; 6 - магнитные аномалии и их возраст ; 7 - осевые зоны прогибов; 8 - оторванные блоки хребта Ломоносова; 9 - положительная магнитная аномалия ; 10 - континентальная (а) и шельфовая (б) части Сибир ской платформы; 11 - базальты поднятия Де-Лонга; 12 - положение сейсмических разрезов; 13 - направление сдви гов ; 14 - предполагаемые границы Южно-Анюйской зоны . 15- - УЛ - Усть-Ленский, Ом - Омолойский, БС - Бельковско-Свято-Носский, Ан - Анисинский рифты; км Котельни ческий массив; СОХ Гак - срединно-океанический хребет Гаккеля, ХЛТ - Хатангско-Ломоносовская трансформная зона. М-б 1 : 6000 000, уменьш. Гаккеля, но весьма похож на склон хребта Ломо носова, обращенный к котловине Амундсена и довольно отчетливо унаследовавший мелкобло ковую делимость консолидированного Лаптевоморскую окраину от котловины Амунд сена, выглядит явно обособленно, занимая по от ношению к ним дискордантное положение. основа ния, скрытого под осадочным чехлом. Вместе с Сейсмический профиль МОВ Oгr, располо тем, рассматриваемый участок склона Лаптево женный вдоль этого участка склона, позволил за морской окраины (между окончанием хребта Гак картировать келя и поднятием Ломоносова) выделяется в ано ефе фундамента (рис. мальном рические отметки вершин поднятий фундамента магнитном тельных значений поле ареалом его положи [79], удивительно совпадающим [24, 40, 56] под ним выступы в рель 12, см . рис. 10). Гипсомет находятся на глубинах 4--5 км и занимают как бы по структуре и интенсивности с таковым на тай усредненный уровень между блоками фундамента мырском участке внешнего шельфа и континен прилегающих районов глубоководной впадины и континентальной окраины. Суммарная мощность тального склона. Даиные спутниковой альтимет рии подтверждают отмеченную особенность [78]. И в том, и в другом случаях в структуре геофи зических полей участок склона, отделяющий ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 залегающих на них с несогласием кайнозойских отложений составляет личиваясь к периферии до 6-7 комплексов КМ, уве км (см. рис. 12). 2-3 ШИПИЛОВ 46 СЗ юв o-=~r;;;;~o 2 2 3 о 4 lОкм Шельфовый 3 ..- ..- блок Сибирской платформы 4 мезозоиды Разлом Лазарева Т,е Рис. 11. Сейсмогеологический разрез по профилю 159116 северной части Лаптевоморской окраины (положение на рис. 10,1) в зоне развития оперяющего Хатангско-Ломоносовскую трансформу нарушения сбросового типа (слева на разрезе) ЮЗ с св ю ПК 5870 5500 5000 4500 4000 3500 3000 2500 2000 1500 1000 500 поворот Inpофиля 01500 1000 500 ПК О О~~г=~~r=~~----L---~---L--~----L---~---L--~~--~--~----+ 1 2 3 4 5 6 ~~~~~~~~~~ 9 ~ Континентальный ~ Котловинаl г- Континентальный склон I СКЛОН котловины I Нансена зона КОТЛОВIIНЫ Амундсена Нансена хребта Гакхеля км Рис. 12. Сейсмогеологический разрез по профилю 90704 [24] (с изменениями и дополнениями), расположенному в пе реходной зоне Лаптевоморская окраина - Евразийский бассейн (положение на рис. 10, II) 1 - комплексы континентального фундамента ; 2 - комплексы океанического кайнозойского фундамента котловин и срединно-океанического хребта Евразийского бассейна; 3 - индексы отражающих сейсмических горизонтов и страти графических подразделений осадочного чехла Все отмеченное, а также то, что указанные бло ки поднятий расположены вдоль внеurnей, наибо лее активной, стороны Хатангско-Ломоносовской трансформной зоны, позволяют высказать мнение об их чужеродном, для этой части окраины, но все же континентальном происхождении и интруди рованности базальтоидным магматизмом. В этой связи представляется, что по мере продвижения хребта Ломоносова по ограничивающим его трансформам продольное давление усиливал ось и он подвергался короблению и изломам. В кульми нацию фрагменты его присибирской оконечности отделились и, отстав, вследствие возрастающего сопротивления движению, рассредоточились у формирующегося подножия Лаптевоморской ок раины вдоль Хатангско-Ломоносовской транс формы (рис. 1, 10). Таким образом, южное звено хребта Ломоно некогда принадлежавшее Таймырскому сектору Лаптевоморской окраины, в результате сова, спрединга описало дугообразную траекторию и было развернуто, практически, на 900 по анало гии с часовой стрелкой. Ширина океанического ложа Евразийского бассейна вдоль Хатангско-Ломоносовской транс формной зоны составляет несколько более 400 км. ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ 47 Но , как показывает анализ строения региона, вза вплоть до образования океанических бассейнов в имодействие спредингового центра с Лаптевомор позднем мезозое и кайнозое. ской окраиной происходило в полосе ее рассеянно го рифтинга uшриной около 6(){) км (см. рис. 10). На западе она захватывала Южно-Лаптевскую впадину, а на востоке - . АнжуЙско-Новосибир ский про гиб . Юрско-меловой этап определяет формирова ние наиболее обширного и стоящего особняком океанического бассейна Арктики - Амеразий ского, по времени заложения более тяготеющего, с одной стороны, к Атлантике, а с другой - к Але утской впадине Берингова моря. И если попы ОБСУЖДЕНИЕ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ таться проследить хронологическую очередность Результаты изучения основных , наиболее кон трастных этапов тектоно-геодинам:ических преоб ко-Атлантическом сегменте Земли на этом эта пе, то вырисовывается следующий скачкообраз но меняющий место событий (на что обратил внимание для Атлантического океана Ю.М . Пу щаровский [29]) сценарий. разований Арктического региона в сопоставлении с главными событиями, определявllШМИ, с одной стороны, эволюционное становление Северной Евразии , а с другой - переход к процессам дест рукции и развитию молодого океанообразования, позволяют отметить следующие характерные черты геоисторического ракурса в формирова нии континентальных окраин . В позднем палеозое - раннем мезозое в разви тии арктической периферии Северной Евразии устанавливается синхронное и смежное проявле ние противоположно направленных тектоно-гео динамических режимов. Конструктивный (аккре ционный) режим связан с коллизией в Уральском поясе и фазой завершающего структурирования земной коры анорогенным магматизмом Южно Таймырской зоны. Деструктивный режим заклю чался в широкомасштабном рифтинге, обуслов ленном действием Северо-Азиатского суперплю ма, а в пределах Баренцевского региона, кроме того, не исключено, и влиянием одного из воз можных ответвлений Палеопацифики Наложение и взаимодействие - [14]. интерферен образования океанических структур в Арктичес Центральная Атлантика начала раскрываться в начале средней юры (около 170 млн. лет назад) [21,22,29,43,46], и с этим процессом синхронизи руется фаза континентального рифтинга в Арк тике ("неудачная" попытка раскрытия Амеразий ского бассейна, начиная с аалена-бата). Затем на ступила очередь Южно-Атлантической области 150 млн. лет назад, и с этим моментом сов падает проявление юрского базальтоидного маг около матизма в Баренцевском регионе , морская транс грессия с севера, углубление его бассейнов и на копление депрессивной черносланцевой фации кимеридж-волжского глинистого комплекса. В конце раинемеловой эпохи стартует основная фа за раскрытия Амеразийского бассейна, продол жавшаяся с готерива до альба-сеномана . Рифто генные процессы, с сопутствующим магматизмом, нарастают в Баренцевом море, Свердрупском бас сейне в интервале от 135 до 95-92 млн. лет. С неко торым запаздыванием развивается Севера-Атлан к тическая область, где начало спрединга датируется максимальной по размаху амплитуде восходящих альбом-сеноманом (100-80 млн. лет назад) , когда, по существу, в Амеразийском бассейне спрединго вый центр уже отмирает (95-80 млн. лет) и завер ция разнонаправленных процессов привели и нисходящих движений в смежных геострукту рах. Одним из следствий интерференции указанных режимов является формирование аномального об лика Восточно-Баренцевского бассейна, с лавин шается сопровождавuшй его вулканизм в смеж ных областях (на хребте Альфа). Видимо, с этого НbIM, но не компенсированным накоплением мощ момента нейшего осадочного выполнения, редуцированной земной корой и базальтоидным магматизмом. формируется бассейн Макарова. Однако до сих В целом же для арктической окраины Евразии проявлением еще одной генерации океанообразо вания (спрединга?) и по времени случайно совпа дающей с началом раскрытия Лабрадорского бассейна, либо она оформил ась путем отшнуро вывания от Амеразийской впадины в процессе пермско-триасовый этап знаменует повсемест ный переход от карбонатной седиментации к тер ригенной и смену стабилизированного режима развития - подвижным (с миграцией депоцент ров , диахронностьюгоризонтов,литологической изменчивостью отложений и т . п.) . Отмеченное приводит к выводу О завершении в рассматриваемую эпоху основных процессов аккреции земной коры региона и практически мгновенном в геологическом масштабе времени скачке к началу распада только что созданной ве генеровской Пангеи, предваряющим дальнейшее стадийное нарастание деструкции ее литосферы ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 и до конца мела-начала палеоцена и пор остается не ясным, является ли эта структура возникновения поднятия Альфа-Менделеева? По мнению Н . А. Богданова (устное сообщение), впадина Макарова субпараллельными образовалась между двумя трансформными зонами по типу бассейнов pul1-apart, а граничащее с ней под нятие Альфа-Менделеева представляло собой вулканическое плато. Так или иначе , но именно параллельно оси бас сейна Макарова в конце мела-начале палеоцена шипилов 48 5 хрона). произошло откалывание от Евразии протяженного здненеогеновое время (около блока континентальной коры будущего асейсмич ного хребта Ломоносова (микроконтинента) и нача ло раскрытия Евразийского бассейна, обозначив визация была , очевидно, взаимосвязана с всплес ком тектонической и геодинамической деятель шего переход к самому молодому этапу развития океана в Арктике . Этим же рубежом датируется раздвигообразвание в море Баффина. Рассмотренные взаимоотношения спрединго вых центров глубоководных областей Норвеж ско-Гренландского и Евразийского бассейна с прилегающими континентальными геодинамическом отношении на окраинами в современном этапе развития Земли являют собой достаточно редкие , если не уникальные, ситуации. Вероятно , Северо-Атлантическая система срединно-океа нических хребтов: Мона, Книповича, Моллой - может, по их отношению к Шпицбергенской ок раине, напоминать, в определенной степени, об становку на подходе Восточно-Тихоокеанского поднятия и хребтов Горда и Хуан -де-Фука к за падной окраине Северной Америки . Однако сле дует иметь в виду одну особенность , которая со стоит в том, что хребет Книповича является нало женной на полосовые магнитные аномалии структурой, т.е. довольно молодым сооружением с исключительно малой скоростью спрединга. Некоторые аналогии просматриваются и меж ду присибирским окончанием хребта Гаккеля и севером Аравийско-Индийского хребта по их от Эта акти ности хребта Книповича и ознаменовал ась смешением вод глубоких бассейнов Северной Ат лантики и Арктики. По мере раскрытия и расширения Евразийско го бассейна в процессе рифтогенеза , а затем и спрединга геодинамическое взаимодействие его осевого центра (хребта Гаккеля) с Лаптевомор ской окраиной осуществлялось избирател ьно вдоль "барьерной " трансформной зоны ( марки рующей границу континент/океан) через наибо лее активные структуры растяжения, разъединя ющие жесткие континентальные блоки (микро плиты). Представляется, что близкий, если не анало гичный механизм "сканирующего" поиска путей проникновения вдоль Шпицбергенско-Северо Гренландской трансформной зоны (перескок оси спрединга) был свойствен и осевому центру спре динга Норвежско-Гренландского бассейна, при ведя к весьма сложной и , по этой причине , неод нозначно трактуемой картине распределения его северных сегментов. Напряжения сдвиго-сжатия, возникшие при движении хребта Ломоносова вдоль Хатангско Ломоносовской трансформы, были подобны гео динамическим условиям формирования Западно ношению к континентальным окраинам. В мело Шпицбергенского и Эуреканского складчато-н а вое время в весьма близкой геодинамической си двиговых поясов. туации находился спрединговый центр Амеразий ского бассейна, воздействуя на Баренцевскую палеоокраину через протяженную Свердрупско Новосибирскую тансформную зону барьерного типа. Как и в случае с Лаптевоморской окраиной, в обстановке торцового взаимодействия с ней срединно-океанического хребта в Баренцевом море на континентальной коре получила разви тие довольно широкая полоса глубоких рифто вых прогибов. Кроме того, следует подчеркнуть, что на продолжениях спрединговых центров Амеразийского и Евразийского бассейнов в пре делах окраин располагаются мощные дельтовые отложения таких крупных рек , как Маккензи и Лена, приуроченные к рифтогенным впадинам. Современное положение самого южного сег мента Средин но-Арктического хребта у Лаптево морской окраины довольно определенно локали зовано вблизи срезанных Хатангско-Ломоносов ской трансформой Омолойского и Бельковско Святоносского рифтов и ограничено узким про странством коридора Евразийского бассейна между континентальными блоками Таймыра и отставшими обломками хребта Ломоносова . Судя по имеющимся геолого-геофизическим материа лам, весьма слабая активизация спрединга в этой части хребта Гаккеля возобновилась в средне-по- Очевидно, что на данном этапе развития и пе ремещения по трансформам хребта Ломоносова последний (возможно , с некоторыми смежными геоструктурами Амеразийского бассейна) оказы вал возрастающее расклинивающее и транспрес сив ное воздействие на расположенные по его флангам окраины. Это, во-первых, естественным образом могло замедлить скорость спрединга в Евразийском бассейне до минимальных значе ний, что и отмечается к раннему олигоцену (13 хрон), а, во-вторых, вероятно, повлиять на смену траектории движения Гренландии. Кроме того, следует заметить , что дивергенция плит спровоцировала не только движение хребта Ло моносова по трансформам, но и , возможно , вы звала внутриплитные деформации литосферы в Амеразийском бассейне . Имеется в виду проявле ние в таких ситуациях " бульдозерного " эффекта , связанного в данном случае с перемещением хребта от Баренцево-Карско-Лаптевской палео окраины в сторону Канадской впадины. В сово купности сочетание обстановок продольного и поперечного сжатия могло серьезно изменить первоначальный архитектурный облик у ближай ших тектонических сооружений Амеразийского бассейна в условиях чередования различающихся по составу и мощности типов их земной коры ГЕОТЕКТОНИКА N2 5 2()()4 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ (хребет Ломоносова, впадина Макарова, хребет Альфа-Менделеева, Канадская впадина). Подводя итог, можно заключить, что отчлене ние сегментов континентальной коры от окраин (впоследствии асейсмичных хребтов или микро континентов - 5. она раскрытия океанических впадин, - это тот пере взаимоотношения хи становления молодых океанических структур характеризовались изменением позиции и конфи гурации в условиях преодоления срединно-океа как представляется, еще не достиг той стадии гео динамической зрелости, которая создает условия для стабилизации межплитной границы на продол промнауки РФ (Ф ЦП "Мировой океан"). Андреичев В Л. Базальты Полярного Приуралья 9. 10. 2. Баренцевская шельфовая плита / Под ред. И.С Грам берга. Л.: Недра, 1987.263 с. 3. Боzданов Н.А . Проблема раздела Евразийской и Северо-Американской плит в восточной Аркти ке // Геотектоника. 1998. NQ 2. С 4-16. Боzданов Н.А., Хаин В.Е. , Шипилов З.В. Система кайнозойских рифтов Восточной Арктики и ее возможное значение // Докл. АН . 1995. Т. 345. NQ 1. С 84-86. ГЕОТЕКТОНИКА .JI& 5 2004 Под Головачев З.М . , Шипилов З.В . Линеаментные зо ны моря Лаптевых // Известия вузов. Геология и разведка. 1986. NQ 8. С 106-108. Грамберz И.С Сравннтельная геология и минера гения океанов и их континентальных окраин с по зиций стадийного развития океанов ка . 2001. NQ 6. С 3-19. 11. // Геотектони Дедеев В.А. , Молин В.А., Розанов В.И . Юрская пе счаная толща европейского Севера России. Сык тывкар: Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, 1997.80 с. 12. Добрецов Н Л. Пермо-триасовые магматизм и осад конакопленне в Евразни как отражение суперплю ма // Докл . АН. 1997. Т. 354. NQ 2. С 216-219. 13. Евдокимов АН. Вулканы Шпицбергена ВНИИОкеангеология,2000. 123 с. 14. Захаров В.А., Шуры2UН Б.н., Курушин МИ. , Ме ледина СВ., Никитенко БЛ. Мезозойский океан в Арктике: палеонтологические свидетельства // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. NQ 2. С. 155-181. 15. Карасик А.М. Магиитные аномалии хребта Гакке ля и происхождение Евразийского бассейна Север ного Ледовитого океана // Геофизические методы разведки в Арктике. Л. : НИИГА, 1968. Вып . 5. с 8-19. 16. Комарницкий В.М., Шипилов З.В . Новые геологи ческие данные о магматизме Баренцева моря // Докл. АН. 1991. Т. 320. NQ 5. С 1203-1206. 17. Коротаев М . В . , Никишин А.М., Шипилов З.В ., Клутинz С, Стефенсон Р.А . История геологичес кого развития Восточно-Баренцевоморского реги го моделирования С 654-658. - объект для геохронологического обоснования границы пермь-триас // Геология ев ропейского севера России. Сб. 2. Сыктывкар, 1998. С 53-60 (Тр. Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН; Вып.96.) 4 / // она в палеозое-мезозое по данным компьютерно уникальный 4. 511-515. ры Арктического региона / Ред. И.С Грамберг. СПб . : ВНИИОкеангеология, 2002. 260 с. СПИСОК ЛИТЕРА ТУРЫ 1. С Геолого-геофизические характеристики литосфе жениях флангов его спредингового хребта. Работа подготовлена в рамках выполнения проектов РФФИ (грант NQ 02-05-64365) и Мин 357. NQ 4. 8. ническими спрединговыми центрами "барьер ных" трансформных зон. В частности, что касает ся Евразийского океанического бассейна, то он, Т. Геодинамика и нефтегазоносность Арктики ред. в.п. Гаврилова . М . : Недра, 1993. 323 с. окраин с молодыми океаническими бассейнами в В свою очередь, отмеченное показывает, что дивергентные границы литосферных плит в эпо 1997. 7. континентальных процессе их формирования. АН. Верниковский В.А. , Пиис ВЛ., ВерниковскаяА.Е., Романов А.П. , ДжиДДж., Травин А . В . Раннетриа совые А-граниты Таймыра - результат Северо Азиатского суперплюма // Докл. АН. 2001. Т. 380. NQ 1. С 87-93. чень геодинамических обстановок, который со провождал // Докл. 6. Ян-Майен, Ховгард, Ломоносова); ного" типа на границе континент/океан; образова ние вдоль этих трансформ транспрессивных зон и бассейнов по типу pull-apart; платобазальтовый магматизм в районах проникновения срединно океанических хребтов через указанные трансфор мы (плато Вестбаккен, Ермак, Морис Джезуп); растяжение земной коры окраин (окраинноконти нентальный рифтинг Баренцева, Карского и Лап тевых морей); магматизм в приокеанических облас тях (Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, о-ва Де Лонга), фиксирующий фазы наиболее активного Боzданов Н.А. , Ха ин В.Е ., Шипилов З.В. Раннеме зозойская геодинамика Баренцево-Карского реги скольжение или перескок океанических спредин говых центров вдоль трансформных зон "барьер 49 // Докл. АН. 1998. Т. 359. NQ 5. 18. Леонов Ю . г. Континентальный рифтогенез: со временные представления, проблемы и решения // Геотектоника . 2001. NQ 2. С 3-16. 19. Леонов ю.г. , Перфuльев А.С Тектоническая при рода границы Мохоровичича // Проблемы геоди намики и литосферы. М. : Наука, 1999. С 10-26. 20. Матишов г.г. Дно океана в ледниковый период . Л.: Недра, 21. 1984. 176 с. Милановский Е.Е . Главные типы современных океанов и их роль в структуре и геологической ис тории Земли // Бюл . МОИП. Отд. геол. Вып. 5. С 30-38. 22. 1998. Т. 73. Милановский Е.Е. Проблемы строения и развития океанических бассейнов в контексте геологичес- ШИПИЛОВ 50 кой истории Земли // Вестн . МГУ. Сер. гия . 1998. N2 5. С. 22-33. 23. 1996. 94 26. Объяснительная записка к Тектонической карте Осадочный чехол Западно-Арктической мета платформы (тектоника и сейсмостратиграфия) / Ред. Е.Ф. Безматерных , Б.В. Сенин , Э.В. Шипилов. Мурманск: НИИМоргеофизика, Изд-во "Север" , 1993. 184 с. люция // Советская геология. 1976. N2 12. С. 3-22. Полян.скиЙ О.П., Ревердатто в.в. , Ан.ан.ьев В.А. Эволюция рифтогенного осадочного бассейна как индикатора геодинамической обстановки (на при мере Енисей-Хатангского прогиба) // Докл. АН. 2000. Т. 370. N2 1. С. 71-75 . 28. Пущаровский Ю.М. Тектоника Северного Ледови того океана // Геотектоника. 1976. N2 2. С. 3-14. 29. Пущаровский Ю.М. Тектонические 38. 31 . Савостин. ЛА . , Карасик А .М., 30н.ен.uшЙн. л.п. Ис тория раскрытия Евразийского бассейна Арктики // Докл. АН СССР. 1984. Т. 273. N2 5. С. 1156--1161. 32. Свистун.ов ЮИ., Шunuл ов э.в ., Юн.ов А . Ю . Асейсмичные поднятия дна океана // Тр. РАН . На учный совет по проблемам физики Земли и геофизи ческих методов разведки. М. , 1993. N2 2. С. 184-195. 33. Сенин. Б.В., Шunuлов Э . В ., Матишов ГГ , Тара сов ГА . Новейшая тектоника архипелага Земля Франца-Иосифа и прилегающего шельфа // Био 34. 39. Тектоническая карта Баренцева моря и северной фия , 1996. 40. Тектоническая карта морей Карского и Лаптевых и Севера Сибири . М . 1 : 2500000 / Под ред. Н.А Бог данова, В.Е . Хаина. М.: Федеральная служба геоде зии и картографии РФ, 1998. 41 . Tu.мoн.иH Н.И. Печорская плита : История геологи ческого развития в фанерозое. Екатеринбург: Изд во УрО РАН, 42. 1998. 240 с. Удин.цев ГБ . Рельеф и строение дна океанов . М . : Недра , 1987. 239 с. 43. Хаин. В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир, 2000. 606 с. 44. Хаин В.Е. Крупномасштабная цикличность, ее возможные причины и общая направленность тек тонической истории Земли // Фундаментальные проблемы общей тектоники / Под ред . Ю.М . Пу щаровского . М .: Научный мир, 2001 . С. 40~24 . 45. Хаин. В.Е . Формирование современных океанов и осадочных чехлов континентальных платформ Докл . АН 2001. Т. 376. N2 2. С. 229-230. 46. // Хаин. В.Е. , Балуховскuй А.Н. Историческая гео тектоника. Мезозой и кайнозой . М .: Недра, с. 1993. 451 47. Хаин. В . Е., Сеславuнскuй к.Б . Глобальные измене ния эндогенной активности Земли в мезозое и кай нозое // Вестн . МГУ. Сер. 4. Геология. 1992. N24. С. 3-25. 48. 49. Шunилов Э.В. О грабен-рифтовой системе Чукот ского моря // Изв . АН СССР. Сер. геол . 1989. N2 10. С. 96--107. Шипилов Э.В . О влиянии процессов молодого оке логические процессы и эволюция морских экосис анообразования на становление континентальных тем в условиях морского перигляциала // Тез . до кладов межд. конференции . Мурманск, 22-23 сентя бря 1996 г. Мурманск: Изд-во "Русская Лапландия", 1996. С. 63-64. окраин Арктики // Седиментологические процес сы и эволюция морских экосистем. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 2001 . С. 193-208. Сен.ин. Б . В. , Шunuлов Э.В. , Юн.ов А.Ю. Тектоника ану. Мурм.: Кн . изд-во, 36. Тараховскuй А.Н. , Фuш.ман М.В., Школа И.В. и др. Возраст траппов Земли Франца-Иосифа // Прогно части Европейской России. М . 1 : 2500000/ Под ред. Н. А Богданова, В.Е. Хаина. М.: KapTorpa- 50. 1989. 176 с. Соколов С,Д., Бондарен.ко ГЕ. , Морозов ОЛ., Га нелuн. А . В., Подzорный И.И. Покровная тектони ка Южно-Анюйской сутуры (Западная Чукотка) // Докл . АН. 2001 Т. 376. N2 1. С. 80--84. Столбов Н.М. К вопросу о возрасте траппового магматизма архипелага Земля Фраца-Иосифа по Шunuлов Э.В. Геодинамика генераций позднеме зозойско-кайнозойского океанообразования Арк тики в свете геолого-геофизических данных о Арктической зоны перехода от континента к оке 35. Отече районов на Севере Сибирской платформы . Л.: ПГО "Севморгеология", 1983. С. 100--108. океанов // Фундаментальные проблемы общей тектоники / Ред . Ю.М. ПущаровскиЙ. М.: Научный мир, 2001. С. 174-230. Пущаровский Ю . М., Мазарович А.О. , Соко лов с.Д., Цукан.ов Н. В. Тектоническая аккреция на Востоке СССР // Тектонические процессы. М . : Наука, 1989. С. 71-78. // зирование и оценка никеленосности новых рудных феномены 30. 199-202. Сурков В . с. , Казаков А.М. , Девятков ВЛ. , Смир н.ов В Л. Нижне-среднетриасовый рифтогенный комплекс Западно-Сибирского бассейна ственная геология. 1997. М 3. С. 31-37. Поzребицкий Ю.Е . Геодинамическая система Се верного Ледовитого океана и ее структурная эво 27. С. 37. с. морей Карского и Лаптевых и севера Сибири. М 1 : 2500000 / Богданов Н.А, Хаин В.Е., Розен О . М. , Шипилов Э.В., Верниковский В.А, Драчев с.с. , Костюченко с.л. , Кузьмичев А. Б. , Секретов с.Б. М.: Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАД 1998. 127 с. 25. радиологическим данным // Геолого-геофизичес кие характеристики литосферы Арктического ре гиона. СПб. : ВНИИОкеангеология, 2002. Вып. 4. Геоло Объяснительная записка к Тектонической карте Баренцева моря и северной части Европейской Рос сии . М 1 : 2500000 / Богацкий В . И., Богданов Н.А , Костюченко с.Л., Сении Б.В. , Соболев с.Ф. , Ши пилов Э . В., Хаин В.Е. М. : Институт литосферы РАН , 24. 4. строении ее континентальных окраин: новые идеи // Тектоника и геофизика литосферы . М .: ГЕОС, 2002. Т . 2. С. 327-332. 51. Шunuлов Э.В. Те ктоника осадочного чехла и фун дамента северо-запада Баренцевоморской конти нентальной окраины (шельф архипелага Шпиц берген) // Комплексные исследования природы ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004 К ТЕКТОНО-ГЕОДИНАМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ Шпицбергена. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН , С. 86--100. 2002. 52. Шипилов З.В. , Б02данов Н.А. , Хаин В.Е. Глубин ная структура и тектонические преобразования Арктической окраины Евразии в фанерозое (Ба ренцево , Карское и Лаптевых моря) // Общие во просы тектоники. Тектоника России. М.: ГЕОС, 2000. С. 605-608. 53. Шипилов З.В. , Моссур А.П. Об аномальных сейс мических горизонтах в осадочном чехле Баренце ва моря // Геотектоника. 1990. N2 1. С. 90-97. 54. Шипилов З.В. , Тарасов г.А . Региональная геоло гия нефтегазоносных осадочных бассейнов Запад но-Арктического шельфа Россни. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 1998. 306 с. 55. Шипилов З.В., Шкарубо с.и. Тектоника и геоди намика областей молодого океанообразования // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты . М .: ГЕОС, 1998. Т. 2. С. 281-284. 56. Шипилов З.В . , Шкарубо с.и., Богданов н.А. , Ха ин В.Е. О тектоно-геодинамических взаимоотно шениях областей молодого океанообразования с континентальными окраниами Арктики ( Шпиц бергенской и Лаптевоморской) // Комплексные ис следования природы Шпнцбергена. Вып. 3. Апати ты: Изд-во КНЦ РАН, 2003. С. 41-58. 57. Шипилов З.В ., Юнов А.Ю. О генезисе антикли нальных структур месторождений углеводородов восточной части Баренцева моря 1995. Т. 342. N2 1. С. 87-88. 58. // Докл. АН. Шипилов З.В ., Юнов А.Ю. , Свистунов Ю.и. Зако номерности строения асейсмичных хребтов Миро вого океана // Геология и минеральные ресурсы Мирового океана и шельфовых областей. Л. : Изд-во ПГО "Севморгеология" , 1989. С. 58-68. 59. Шкарубо с.и. Геодинамические аспекты эволю ции северной части Норвежско-Гренландского бассейна // 25 лет на Арктическом шельфе России. Мурманск: МАГЭ , 1999. С. 71-79. 60. Юшкин Н.п., TUМOHиH н.и., Фишман М.В. Рудные формации и проблемы металлогении Вайгач Южно-Новоземельского антиклинория. Препринт. Сыктывкар: Изд-во Коми НЦ РАН, 1975. Вып. 6. 48 61. 62. 63 . 64. 65. 66. с. А Geologic Time Sca1e 1989. Cambridge University Press. 1989. Dallman w.к. , Andresen А . , Bergh S.G., Maher H.D. (1r), Ohta У. Tertiary fold-and-hust belt of Spitsbergen Svalbard. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 1993. Meddelelser N2 128.46 р. Dibner V.D . Geology of Franz Josef Land. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 1998. Medde1elser N! 146. 190 р. Eldholm О ., Faleide 1./., Myhre А .М. Continent - осеan transition at the westem Barents Sea // Svalbard continental margin // Geology. 1987. Vol. 15. Р. 1118-1122. Embry A.F. Geological and geophysical evidence in support of the hypothesis of anticlockwise rotation of northеm Alaska // Marine geology. 1990. N2 93. Р. 317-329. Faleide 1./., Gud/augsson S.T. , Eldholm О . , Myhre А.М., 1ackson H.R. Оеер seismic transects across the sheared westem Barents Sea-Svalbard continental margin // Тес tonophysics. 1991 . 189. Р . 73-89. ГЕОТЕКТОНИКА .N.! 5 2004 51 67. Faleide 1./., Myhre А .М., Eldholm О. Early Tertiary volcanism at the westem Barents Sea margin // Eds. А . С. Morton, L.M. Parsons // Early Tertiary Volcanism and the opening of the NE Atlantic. Spec. PubI. Geol. SocietyofLondon. 1988. Vol. 39. Р.135-146. 68. Gabrielsen RH .. Faerseth R.B., fensen L.N., Kalheim f.E., Riis F. Structural Elements of the Noгwegian continental shelf. Part 1: ТЬе Barents Sea Region // NPD-bullein N2 6. Noгway: Oliedirektoratet, 1990. 33р. 69. Gading М. Triassic evolution in the Barents Sea, Noгwe gian and Russian sectors: а seismic and sequence stratigraphic approach // Doctor ingenioravhandling. Trondheim. Norway: Institute for Geologi og Bergteknikk, 1993. 235 р. 70. Gayer R.A., Gee D.G., Harland w.в ., Miller 1А. , Spall H.R. , Wallis RH., Winsens T.S. Radiometric age determinations оп rocks from Spitsbergen. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 1966. Skrifter N2 137. 39 р . 71. fansa L.F., Pe-Piper G. Middle Jurassic to Early Cretaceous igneous rocks along Eastem North American соп tinental margin // ТЬе Amer. Assoc. of Petroleum Geologists Bullet. 1988. Vol. 72. N2 3. Р. 347-366. 72. f okat W. Seismic investigations along the westem sector of Alfa Ridge, Central Arctic Осеап // Geophys. J. In(еm. 2003. Vol. 152. Р. 185-201. 73. fokat W., Venzelmann-Neben G., Kristofersen У., Rasmussen Т. Lomonosov Ridge - а dobIe- sidеd continental margin // Geology. 1992. Vol. 20. Р . 887-890. 74. fokat W. , Weigelt Е., Kristofersen У. , Rasmussen Т., Shone Т. New insights into the evolution of the Lomonosov Ridge and the Eurasian Basin // Geophys. J. Int. 1995. N2 122. Р . 378-392. 75. Lany L.S. А new plate kinematic model of Canada Basin evolution // Proceedings Intem. Conference оп Arctic Margins. IMMS. Ancorage. Alaska. 1992. Р. 283-288. 76. Larsen v.в. А synthesis of tectonicaly-related stratigraрЬу in (Ье North Atlantic-Arctic region from Aalenian to Cenomanian time. Norsk Geol. Oslo: Tidsskrift, 1987. Vol. 67. Р. 281-293. 77. Lawver L.A. , Muller R .D., Srivastava S.P., Roest W. ТЬе opening of the Arctic Осеап / Eds. Bleil U., Thiede J. // Geological History of the Po1ar Oceans: Arctic versus Antarctic. NATO ASISer. С. 308: Dordrecht (Кluwer Academic PubI). 1990. Р. 29-62. 78. Laxon S. , McAdoo D. Arctic Осеап Gravity Field Ое rived From ERS-l Satellite Altimetry // Science. 1994. Vol. 265. Р. 621-624. 79. МасnаЬ R., Verhoen 1., Roest W., Arcan{Hamed1. New Database Documents (Ье Magnetic Character of (Ье Arctic and North Atlantic // EOS. 1995. Vol. 76. N! 45 . Р. 449, 458. 80. McWhae f .R. Tectonic history of Northem Alaska, Са nadian Arctic, and Spitsbergen regions since Ear1y Cretaceous // ТЬе American Assotion of Petroleum Geologists Bulletin. 1986. Vol. 70. N 4. Р.430-450. 81. Myhl'e А.М., Thiede 1., Firth f.v. et al. Proceedings of the Осеап Drilling Program. Initial Reports. 1995. Vol. 151.926 р. 82. Nikishin А .М., Ziegler РА., Abbot D. , Brunet M.-F., Cloetingh S. Permo-Triassic intraplate magmatism and rifting in Eurasia: implications for mantle plumes and mantle dynamics // Tectonophysics. 2002. 351 . Р. 3-39. 4* ШИПИЛОВ 52 83. Post-Caledonian Tectonic Evolution of Svalbard / Eds. W. Оаllтап, А . Andresen, А. Кгill // Norsk Geologisk Tidsskrift.Oslo. 1990. Vol. 72. N2 1. 140 р. 84. Saettem J. , Bugge Т., Fanavoll S. , Goll R ., Mork А .. Mork М. , Smelror М., Verdenius J . Cenozoic margin development and erosion of the Barents Sea: Соге evidence from southwest of Bjomoya // Marine Geology. 1994. Vol. 118. Р. 257-281. 85. Sigmond Е.М.О. Bedrock тар of Norway and adjacent осеап агеа. Sca1e 1 : 3 million. Trondheim: Geological Survey ofNorway, 1992. 86. Skilbrei J.R., Faleida J./., Myklebust R. Geological structure of northwestem Barents Sea from aeromagnetic images and seismic data (74030' N-78° N) // Proceedings of the Second Intemational Barents Symposium "Oil and Gas in the Barents Region". September 15-18, 1994. Norway: Kirkenes, 1994. Р. 1-31. 87. Solheim А. , Musatov Е. , Heintz N. Geological aspects of Franz losef Land and the northemmost Barennts Sea. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 1998. Meddelelser N 151. 120 р. 88. Talwani М. , Eldholm О . Evolution of the NorwegianGreenland Sea // Geological Society of America Виllе tin. 1977. Vol. 88 Р. 969-999. 89. The Arctic Осеап Region. Vol. L. Geology of North America / Eds. А. Grantz, L. Jonhson, J.F. Sweney. Geol. Soc. Аmег. Boulder Со, 1990. 644 р. 90. The Intemational Bathymetric Chart of the Arctic Осеап (IВCAO). htpp:www.ngdc.noaa.gov. 2001. 91. Worsly D., Aga OJ., Dalland А., Everhoi А .. Thon А. The Geological History of Svalbard. Stavanger: Statoil, 1986. 121 р. 92. Ziegler Р.А. Evolution of the Arctic-North Atlantic and Westem Tethys. AAPG. Memoir 43. Tulsa, Oklahoma, USA: Shell Intem. Mij. В.У . , 1987. 198 р. + 30 plate. 93. Ziegler Р.А. Evolution of Laurussia: а study in Late Palaeozic plate tectonics. DordrechtlВoston/London: Кluwer Academic Publishers, 1989. 102 р. + 14 plate. 94. Zonenshain L.P., Natapov L.M. Tectonic history of Фе Arctic region from Фе Ordovician through the Cretaceous // The Arctic Seas: Climatology, Oceanography, Geology and Вiology / Ed. Herman У. New York, 1989. Р.829-862. Рецен.зен.m: В . Е. Хаuн. Tectono-Geodynamic Evolution of Arctic Continental Margins during Epochs of У oung Осеап Formation Е. Murmansk Marine V. Shipilov Вiologicallnstitute, Kola Scientific Center, Russian Academy ofSciences, ul. Vladimirskaya 17, Murmans.k, 183010 Russia e-mail: ship@polarcom.ru Based оп the complex study and interpretation of marine geological and geophysical data, the main structural features of the Barents-Kara and other continental margins аге considered in the context of reconstructions of the tectono-geodynamic environments that existed during breakdown of the last Pangea and resulted in the formation of young oceanic basins in the Arctic. Attention is focused оп three principal stages of the regional еуо lution. In the Late Pa1eozoic-Early Mesozoic, the Arctic periphery of the North Eurasia was affected Ьу орро site tectono-geodynamic processes. The constructive (accretionary) regime was related to the collision or to its final phases responsible for the North Eurasia formation, while the destructive regime was characterized Ьу the large-scale rifting induced Ьу the North Asian superplume activity. It cannot Ье ruled out that the Barents таг gin was influenced Ьу опе of the Paleopacific offsets. The anomalous арреагanсе of the East Barents basin with its avalanche, although starved accumulation of the extremely thick sedimentary [ill, the reduced Earth' s crust, and basa!tic magmatism was а consequence of the interference of the аЬоуе regimes. In general, the stable regime of the margin evolution gave way to the mobile regime with overall transition from carbonate to terrigenous sedimentation and with further stepwise intensification of lithosphere destruction eventually giving rise to the opening of oceanic basins in the Mesozoic and Cenozoic. The lurassic-Cretaceous stage of oceanic basin formation determined the opening of the Arctic largest Amerasia Basin reflected in the tectono-geodynamic and facies rearrangements at the Barents Sea margin. The destructive, faulted propagation of the axial spreading zone from the Amerasia Basin to the continental margin was related to the system of SW-NE-trending deep riftogenic troughs directed toward the opening North Atlantic. The Late Cretaceous-Cenozoic stage was characterized Ьу the formation of the Norwegian-Greenland and Eurasia basins and development of the Arctic соп tinental margins. The opening of young oceanic basins was accompanied Ьу detachment of continenta! crustal blocks (microcontinents) from the margins, Ьу shifts or jumps of oceanic spreading centers along the barriertype transform zones at the continent-ocean boundary, Ьу continental margin stretching (rifting) ofthe Earth's crust, plateau-basa!t magmatism, and Ьу some other tectono-geodynamic phenomena relevant to the осеап [ог mation. ГЕОТЕКТОНИКА М 5 2004

К тектоно-геодинамической эволюции континентальных окраин

Related documents

Products

Support

К тектоно-геодинамической эволюции континентальных окраин

Related documents

Add this document to collection(s)

Add this document to saved

Suggest us how to improve StudyLib