Евразийский бассейн ледовитый океан

Евразийский бассейн ледовитый океан

ТЕКТОНИКА ЮГО-ВОСТОЧНОГО ОКОНЧАНИЯ ЕВРАЗИЙСКОГО БАССЕЙНА СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА

Евразийский бассейн Северного Ледовитого океана прослеживается на расстоянии 2000 км от Шпицбергенской зоны разломов на западе до материковой окраины моря Лаптевых на востоке, располагаясь между Евразией и микроконтинентом хребта Ломоносова. Океаническая впадина Евразийского бассейна сужается в юго-восточном направлении от 900 км у Гренландии до 300 км в Лаптевоморской части. Срединно-океанический хребет Гаккеля, разделяющий две глубоководные котловины — Нансена и Амундсена, является кайнозойским центром спрединга и имеет торцевое сочленение с континентальной окраиной моря Лаптевых, вклиниваясь в подножие материкового склона. Начало активного раскрытия бассейна относится ко времени около 56 млн. лет назад или, возможно, к несколько более ранней эпохе, поскольку между линейной аномалией 24 Ламонтской последовательности и морфологическими границами бассейна остается пространство шириной 50-100 км, характеризуемое низкоамплитудным магнитным полем. При этом на протяжении всего кайнозоя сохранялась асимметрия в темпах раскрытия Евразийского бассейна: котловина Нансена формировалась быстрее котловины Амундсена [ Карасик, 1968; 1980; Vogt et al ., 1979 ]. Аномально низкие скорости спрединга 1-3 мм/год в пределах юго-восточной оконечности хребта Гаккеля и близость областей сноса осадочного материала предопределили формирование мощной осадочной толщи, повсеместно перекрывающей океанический фундамент Евразийского бассейна южнее 80° с.ш.

Благодаря уникальной ледовой обстановке в августе-сентябре 1990 г. Морской арктической геологоразведочной экспедиции на НИС «Профессор Куренцов» впервые выполнено региональное сейсмическое профилирование MOB ОГТ в пределах глубоководной части моря Лаптевых и прилегающей области Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана. В результате обработки и интерпретации сейсмических материалов по профилям 90700, 90701, 90702, 90704 и 90707 получены данные о геологическом строении и тектонике этого труднодоступного региона. Построена карта основных тектонических элементов и мощностей осадочного чехла юго-восточной периферии Евразийского бассейна и глубоководной части моря Лаптевых (рис. 1).

В пределах изученной части материкового склона моря Лаптевых между 116-127° в.д. континентальный фундамент формируют породы карельской консолидации Лаптевского блока Сибири. Осадочный чехол на всем протяжении склона представлен верхнемеловыми-кайнозойскими отложениями; мощности чехла изменяются в широком диапазоне значений — от 1.5 до 8 км. В осадочном разрезе выделяется два структурных этажа: верхнемеловой-нижнепалеоценовый рифтогенный и кайнозойский талассогенный. Рифтогенный комплекс со скоростями сейсмических волн 3.15-4.0 км/с при максимальных мощностях в 2-3 км представлен, вероятно, песчано-глинистой формацией субконтинентального генезиса. Осадочная толща выполняет отдельные межблоковые грабены в теле фундамента на склоне и краевую депрессию в зоне сочленения континентальной и океанической коры. Талассогенный комплекс сформирован подводными конусами выноса различной ориентации и имеет мощности от 1.5 до 6 км. Скорости сейсмических волн в песчано-глинистой толще турбидитов возрастают с глубиной от 1.75 км/с в верхней части разреза до 3.2-3.5 км/с в нижней. Структура фундамента характеризуется блоковым строением и сопоставима с классическими моделями пассивных окраин атлантического типа: наблюдаемое погружение докембрийских блоков континентального фундамента в сторону океанической впадины Евразийского бассейна контролируется сложнопостроенной системой листрических разломов. На основе стратификации осадочных комплексов чехла установлено, что формирование северных сегментов склона (профили 90700,90701 и 90702) происходило в позднемеловое-раннепалеоценовое время, а самого южного (профиль 90704) — вероятно, в позднепалеоценовое-раннеолигоценовое время. Ширина материкового склона, измеряемая от современной бровки шельфа до границы континент-океан, изменяется от 120-130 км на севере до 60-100 км на юге.

Уточнено положение границы между континентальной корой материковой окраины моря Лаптевых и океанической корой котловины Нансена Евразийского бассейна. Трассировка этой границы линией достаточно условна: линия проведена по центру «немой» зоны на профилях 90700, 90701, 90702, 90704. Под «немой» зоной понимается участок сейсмического разреза между материковым склоном и абиссальной котловиной, в пределах которого не коррелируется ни континентальный, ни океанический фундамент. Протяженность этой зоны потери корреляции фундамента изменчива: на профиле 90700 — 28 км, 90701 — 61 км, 90702 — 39 км, 90704 — 11 км. Ступенчатая морфология обозначенной выше границы обусловлена трансформными разломами, проникающими в область материкового склона и отвечает классическим моделям формирования пассивных окраин при развитии спрединговых океанических бассейнов.

В прилегающей области Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана осадочный разрез представлен исключительно кайнозойскими отложениями. Значения мощностей синокеанического чехла изменяются от 1.5 до 8 км. В осадочном разрезе выделяются три структурных этажа, сформированных разнонаправленными подводными конусами выноса. Мощности осадочных толщ каждого из структурных этажей изменяются от нескольких сотен метров до 2-4 км. Скорости сейсмических волн в песчано-глинистых комплексах турбидитов возрастают по мере увеличения глубины залегания осадочных пород от 1.75 км/с в верхней части разреза до 4.1-4.5 км/с в нижней. По данным сейсмостратиграфического анализа в синокеаническом чехле установлено присутствие интрузивных образований типа силлов.

Поверхность океанического фундамента характеризуется сложным контрастным рельефом; тем не менее по морфоструктурным признакам выделяются котловины Нансена и Амундсена, а также разделяющая их рифтовая зона хребта Гаккеля. Обозначенные выше морфоструктурные единицы практически не выражены в рельефе дна, так как повсеместно погребены под мощной толщей осадков. Ширина рифтовой зоны хребта Гаккеля составляет 55-60 км. Ширина котловины Нансена изменяется от 120 км на севере до 25-30 км на юге. При этом ширина котловины Амундсена даже в пределах самой южной части составляет не менее 100 км. Кроме того, в котловине Нансена — большие мощности осадочного чехла и глубина залегания фундамента. Таким образом, отчетливо устанавливается асимметрия структуры Евразийского бассейна относительно океанического рифта. Следует отметить, что в отличие от Евразийского бассейна в целом южнее 80° с.ш. полускорости спрединга с юго-западной стороны хребта Гаккеля были несомненно ниже, т.е. котловина Нансена формировалась существенно медленнее котловины Амундсена.

Уточнено строение зоны торцевого сочленения срединно-океанического хребта Гаккеля с материковой окраиной моря Лаптевых. По сравнению с картами A.M. Карасика [ Карасик, 1980; Савостин и др., 1984 ] рифтовая зона хребта Гаккеля, а следовательно, и область развития океанической коры Евразийского бассейна, прослеживается на 50-60 км южнее, чем это было показано ранее. Кроме того, к югу от 78° с.ш. установлен изгиб хребта Гаккеля восточной направленности. Вероятно, изгиб океанического рифта и смещение отдельных его сегментов относительно друг друга обусловлены поперечными сдвигами — трансформными разломами северо-восточного простирания. Самый южный сегмент рифтовой зоны хребта Гаккеля пересечен профилем 90704. В 150 км к юго-востоку на траверзе океанического рифта в шельфовой части моря Лаптевых сейсмическим профилем MOB ОГТ пересечен Восточно-Лаптевский горст — высоко поднятый блок поздних киммерид с мощностями осадочного чехла 0.5-1 км. По интенсивным положительным аномалиям в гравитационном поле структура Восточно-Лаптевского горста уверенно прослеживается до бровки шельфа. Следовательно, в районе 77°30′ с.ш., между 128° и 131° в.д. имеет место вырождение океанического рифта хребта Гаккеля при его сочленении с материковой окраиной моря Лаптевых. При этом по сейсмическим данным MOB ОГТ на шельфе моря Лаптевых выделяется зона кайнозойского континентального рифтогенеза, представленная системой рифтогенных грабенов и сопряженных с ними горстовых поднятий, сформировавшихся в палеогеновое время [ Грамберг и др., 1990; Иванова и др., 1989 ]. Тектоническая связь между океаническим рифтом хребта Гаккеля и грабенами континентальной рифтовой системы моря Лаптевых осуществлялась, вероятно, посредством трансформного разлома на границе океан-континент и крупных сдвигов на северной периферии шельфа.

По строению осадочной толщи над хребтом Гаккеля и характеру разрывных нарушений можно с достаточной степенью уверенности говорить о непрерывном, хотя и крайне «вялом», тектоническом развитии океанического рифта севернее 78° с.ш. (профили 90700, 90701, 90702). Медленный спрединг и высокие скорости осадконакопления способствовали захоронению хребта Гаккеля и образованию конседиментационных антиклиналей над плечами рифта и синформ в рифтовой долине. Мощности осадочного чехла над плечами океанического рифта изменяются от 2-3 до 4-5 км, увеличиваясь в южном направлении, а в рифтовой долине достигают 6 км. При этом в южном направлении отмечается затухание тектонической активности хребта Гаккеля. Установлено, что южнее 78° с.ш. у подножия материкового склона верхнеолигоценовые(?), миоценовые, плиоценовые и плейстоценовые отложения пассивно перекрывают погребенную структуру океанического рифта. При этом в осадочном разрезе проявлены лишь неотектонические движения — в плиоцен-плейстоценовом комплексе фиксируется простой грабен проседания, ограниченный двумя сходящимися криволинейными разрывами. Таким образом, на основе анализа строения синокеанической осадочной толщи южнее 78° с.ш. установлен перерыв в тектоническом развитии рифтовой зоны хребта Гаккеля в период приблизительно от 30 млн. лет назад до новейшего времени (профиль 90704). Этот перерыв отмечен слиянием магнитных аномалий 4-12 на картах A.M. Карасика [ Карасик, 1980; Савостин и др., 1984 ] и формированием неоген-четвертичного осадочного комплекса на шельфе моря Лаптевых, пострифтового для палеогеновой континентальной рифтовой системы, на что ранее автором неоднократно обращалось внимание [ Грамберг и др., 1990; Иванова и др., 1989 ].

Граница между Евразиатской и Северо-Американской литосферными плитами в Евразийском бассейне определяется положением срединно-океанического хребта Гаккеля. При этом 36 млн. лет назад полюс относительного вращения Северо-Американской и Евразиатской плит занял свое самое северное положение за весь кайнозойский цикл раскрытия Евразийского бассейна — примерно в районе 80° с.ш. В юго-восточной, приближенной к морю Лаптевых части Евразийского бассейна разрастания океанического дна не происходило [ Карасик и др., 1983; Савостин и др., 1984 ]. Полученные данные позволяют предположить, что в период с 36 млн. лет назад вплоть до 3 или 1 млн. лет назад полюс относительного движения Северо-Американской и Евразиатской литосферных плит располагался в районе 78° с.ш. Кроме того, на континенте в области взаимодействия Евразиатской и Северо-Американской плит располагается несколько микроплит, современные границы которых оконтуриваются поясами сейсмичности [ Зоненшайн и др., 1990 ]. При реорганизации относительных перемещений двух главных литосферных плит изменялся характер взаимодействия между микроплитами. Обозначенные выше факторы предопределили геодинамические особенности тектонической эволюции юго-восточной периферии Евразийского бассейна и хребта Гаккеля в зоне сочленения с материковой окраиной моря Лаптевых.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 97-05-65082).

2. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.M. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Т. 2. 336 с.

4. Карасик A.M. В кн.: Геофизические методы исследования в Арктике. Л., 1968. С. 8-25.

5. Карасик A.M. В кн.: Морская геология, седиментология, осадочная петрология и геология океанов. Л.: Недра, 1980. С. 178-193.

6. Карасик А.М., Савостин Л.А., Зоненшайн Л.П. Параметры движения литосферных плит в Евразийском бассейне Северного Ледовитого океана // Доклады Академии наук СССР. 1983. Том 273. № 5. С. 1191-1196.

Источник

СЕ́ВЕРНЫЙ ЛЕДОВИ́ТЫЙ ОКЕА́Н

В книжной версии

Том 29. Москва, 2015, стр. 634-639

Скопировать библиографическую ссылку:

• 
• 
• 
• 
• 

СЕ́ВЕРНЫЙ ЛЕДОВИ́ТЫЙ ОКЕА́Н (на рус. кар­тах с 17 в. встре­ча­ют­ся на­зва­ния: Ле­до­ви­тое м., Се­вер­ный ок., Се­вер­ное, или Ле­до­ви­тое, м., Ле­до­ви­тый ок.), часть Ми­ро­во­го ок., наи­мень­ший и са­мый мел­кий из океа­нов Зем­ли, рас­по­ло­жен­ный в сев. по­ляр­ной об­лас­ти. За­ни­ма­ет при­по­люс­ное про­стран­ст­во ме­ж­ду Ев­ра­зи­ей и Сев. Аме­ри­кой. Ха­рак­те­ри­зу­ет­ся час­тич­ным по­кры­ти­ем по­верх­но­сти мор­ским льдом в те­че­ние все­го го­да. Впер­вые вы­де­лен как са­мо­сто­ят. оке­ан в 1650 ни­дерл. кар­то­гра­фом Б. Ва­ре­ниу­сом под назв. Ги­пер­бо­рей­ско­го ок., в 1845 Лон­дон­ским гео­гра­фич. об-вом на­зван С. Л. о.; в СССР это на­зва­ние офи­ци­аль­но при­ня­то в 1935.

Источник

Евразийский бассейн ледовитый океан

ГЕОЛОГИЯ ЕВРАЗИЙСКОГО БАССЕЙНА СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА – СВИДЕТЕЛЬСТВО В ПОЛЬЗУ КОНЦЕПЦИИ РАСШИРЯЮЩЕЙСЯ ЗЕМЛИ

УДК 55(268.4+268.5)

скачать * pdf

Евразийский бассейн большинством исследователей, отечественных и зарубежных, рассматривается как кайнозойский, спрединговый, образовавшийся в результате раскола континентальной коры и «отодвигания» хребта Ломоносова от Баренцево-Карской континентальной окраины [ Арктический. 2017; Глебовский и др., 2006; Лаверов и др., 2013; Черных, Крылов, 2011 ]. С тех пор как эта плейттектоническая модель была предложена А.М. Карасиком [ Карасик, 1968 ], она не претерпела принципиальных изменений.

Фундаментальные геолого-геофизические исследования, проведенные приарктическими государствами для обоснования расширенных внешних границ своих континентальных шельфов, привели к качественному скачку в познании природы Северного Ледовитого океана (СЛО).

Анализ материалов этих исследований и многочисленных публикаций по геологии СЛО позволил авторам выдвинуть новую гипотезу образования и развития этого океана.

По мнению авторов, ныне глубоководная часть океана и окаймляющие ее шельфы длительное время, начиная с позднего палеозоя, развивались как единый осадочный супербассейн, подстилаемый в различной степени растянутой и утоненной, безгранитной в зонах наибольшего растяжения континентальной корой. В значительной степени эта гипотеза является развитием представлений отечественных геологов [ Сурков и др., 1984; Грамберг и др., 1984; Киселев, 1986 ].

Формирование осадочного мегабассейна СЛО вызвано расширением Земли, глобальной акселерацией этого процесса, начавшейся в позднем палеозое. Евразийский бассейн является наиболее «океанизированной» частью Арктического осадочного мегабассейна. Здесь ранее сформированная осадочная толща была прорвана протрузиями формирующегося океанического фундамента с образованием срединно-океанического хребта Гаккеля. Область распространения формирующейся океанической литосферы выражена в аэромагнитном поле (АМП) системой линейных («спрединговых») магнитных аномалий.

Современная морфоструктура СЛО (образование глубоководных впадин, разделяющих их останцов оседания — поднятий Ломоносова и Менделеева, пояса флексурно-разломного проседания, морфологически выраженного континентальным склоном) — результат новейших позднеальпийских тектоно-магматических процессов.

Рассмотрение истории формирования СЛО выходит за рамки настоящей публикации; мы ограничимся рассмотрением геолого-геофизических особенностей Евразийского бассейна. Они позволяют проследить процесс превращения внутриконтинентального осадочного бассейна в океанический. Отметим, что СЛО является уникальным объектом для познания процессов океанообразования. Здесь сохранился осадочный чехол начальных стадий развития будущей океанической геоструктуры, в значительной степени утраченный в других океанах Земли при разрастании их срединных поднятий. Прежде чем перейти к рассмотрению геологии Евразийского бассейна, основывающейся почти исключительно на интерпретации сейсмических материалов, считаем необходимым остановиться на проблемах стратификации осадочного чехла СЛО и авторских принципах сейсмостратиграфической корреляции.

О стратификации осадочного чехла Северного Ледовитого океана

Варьирующийся по мощности (от первых сотен метров до многих километров) осадочный чехол широко, практически повсеместно развит в глубоководных и шельфовых областях СЛО. Очевидно, что воссоздание истории формирования этой геоструктуры невозможно без установления стратиграфии ее осадочного чехла. Здесь большие проблемы. Они связаны прежде всего с почти полным отсутствием буровых скважин в глубоководной части океана и на российском Восточно-Арктическом шельфе. Общепринятой, заверенной бурением схемы стратиграфии осадочного чехла СЛО нет. Предложенные различными исследователями схемы стратификации осадочного чехла СЛО [ Арктический. 2017; Буценко, Поселов, 2004; Виноградов и др., 2004; Дараган-Сущева и др., 2004, 2010, 2014; Ким, 2003; Ким и др., 2016; Кириллова-Покровская, 2012; Поселов и др., 2012; Рекант, Гусев, 2012, 2016; Рекант и др., 2015 ] (и авторские в том числе) носят вероятностный характер и являются гипотетическими.

Все исследователи в своих построениях опираются на одни и те же источники информации: скважину ACEX -302 на хребте Ломоносова [ Backman et al ., 2006 ]; высококачественные профили W . Jokat по этому хребту [ Jokat et al ., 1995; Jokat , 2005 ]; материалы пяти глубоких буровых скважин ( Popcorn , Diamond , Klondike и др.) в американском секторе Чукотского шельфа [ Sherwood et al ., 2002 ] и геологии островных поднятий Восточно-Арктического шельфа и его континентального обрамления.

Однако, экстраполируя эти данные на структуры глубоководной части СЛО и переходного пояса «шельф — океан», исследователи приходят к различным представлениям о возрасте осадочного чехла этих структур. Причем расхождения очень существенные. Так, большинство исследователей [ Поселов и др., 2012; Рекант, Гусев, 2012, 2016; Дараган-Сущева и др., 2014 ] считают, что прогибы переходного пояса «шельф — глубоководные области океанов» выполнены в основном мел-кайнозойскими отложениями. По нашим же построениям бóльшая по мощности часть осадочного чехла в рассматриваемых структурах «приходится» на доюрские позднепалеозойско-мезозойские отложения. Причиной таких расхождений является целый ряд объективных обстоятельств. Как отмечают П.В. Рекант, Л.А. Дараган-Сущева, наличие зон потери корреляций на склонах хребта Ломоносова делает проблематичным прослеживание основных несогласий в разрезе осадочного чехла с хребта в котловину Амундсена и Подводников.

Пытаясь найти объективные критерии для возрастной привязки сейсмокомплексов осадочного чехла, анализируя существующие схемы его стратиграфии, мы пришли к заключению, что при современном уровне изученности СЛО объективно возраст сейсмокомплексов можно определить, если выделить на сейсмических разрезах поверхности палеопенепленов и сопоставить их с таковыми, установленными на островных поднятиях и континентальном обрамлении Восточно-Арктического шельфа.

Правомерность такого сопоставления доказывается фундаментальными исследованиями на профилях ГСЗ, пересекающих шельфовые и глубоководные области океана. Как показали профили «Трансарктика-89–91», «Арктика-2005» — «5 AP », «Арктика-2007» [ Российские арктические геотраверсы, 2011 ], все скоростные комплексы кристаллической коры так называемого промежуточного комплекса и осадочного чехла без перерывов прослеживаются с Восточно-Арктического шельфа в Центрально-Арктическую область.

Принцип разделения геологической истории крупного региона на тектонические циклы по палеопенепленам был использован Ю.Е. Погребицким [ Погребицкий, 1971 ] при палеотектоническом анализе Таймырской складчатой системы и ее обрамления. В фанерозойской части разреза по комплексу признаков им выделены предалданский, предкарбоновый и предъюрский палеопенеплены. Ю.Е. Погребицким был сделан еще целый ряд актуальных для нас выводов: было показано, что на севере Евразии широко проявились процессы омоложения древних платформ — превращения их фундамента и чехла в складчатое основание более молодой платформы. На месте Таймырской складчатой системы и ее обрамления (Северная Земля, Восточно-Арктический шельф) располагались структуры эпибайкальской платформы, названной Ю.Е. Погребицким Северо-Азиатской. Базальные горизонты ее осадочного чехла представлены нижнекембрийскими отложениями, перекрывающими поверхность предкембрийского пенеплена (впоследствии естественно дислоцированную).

Было показано также, что Таймырская складчатая система образовалась в результате так называемой внегеосинклинальной складчатости, то есть складчатости, которой не предшествовало сколько-нибудь глубокое прогибание. Такие внегеосинклинальные складчатые системы позднепалеозойско-раннемезозойской и позднемезозойско-раннекайнозойской активизации окаймляют, по Ю.Е. Погребицкому, позднекиммерийскую геосинклинальную складчатую систему. Новосибирские острова отнесены им к области внегеосинклинальной складчатости [ Геологическое строение. 1984 ].

На Восточно-Арктическом шельфе и его континентальном обрамлении установлены и более молодые палеопенеплены, маркируемые корами выветривания: предаптский и предпалеогеновый [ Виноградов и др., 2004; Бургуто и др., 2016 ].

Анализируя основные несогласия, выделенные по данным сейсмических исследований и заверенные глубоководным бурением в американском секторе Чукотского шельфа [ Sherwood et al., 2002 ], можно прийти к заключению, что все они являются поверхностями палеопенепленов. К ранее упомянутым палеопенепленам — региональным несогласиям здесь добавляется верхнепермский (пермское несогласие, PU), а разрез бассейновых отложений начинается с миссисипского несогласия (MU) в нижней части карбона, перекрывающего либо франклинский (каледонский) складчатый фундамент, либо залегающие в полуграбенах верхнедевонско-каменноугольные отложения группы Эндикотт.

В итоге проведенного нами «палеопенепленового» анализа в истории формирования Арктического супербассейна было выделено пять палеопенепленов: предпалеогеновый; предмеловой (предбарремский и/или предаптский); предъюрский (предплинсбахский в районе Таймыра и предоксфордский в американском секторе Чукотского моря); предверхнепермский и предкарбоновый. Они выражаются на сейсмических профилях региональными несогласиями. Предмиоценовое несогласие (региональное несогласие — RU по В.В. Буценко) как постпенепленовое на сейсмических профилях не выражается. На сейсмических профилях в глубоководной части океана оно выглядит как стратиграфическое несогласие внутри структурно единой, горизонтально залегающей кайнозойской осадочной толщи.

Важным критерием при возрастной привязке сейсмокомплексов осадочного чехла являются их скоростные характеристики. Анализируя реперные сейсмические разрезы (то есть такие, где возраст отложений или, по крайней мере, того или иного регионального несогласия можно считать установленным), мы приходим к выводу, что отложения того или иного возраста характеризуются, как правило, вполне определенным диапазоном скоростей. Так, в кайнозойских отложениях скорости сейсмических волн не превышают 1,9–2,2 км/с (для миоцен-плиоценовых отложений обычны скорости 1,6–1,8 км/с). Для нижнемеловых отложений наиболее типичный диапазон скоростей 2,3–2,7–2,8 км/с, юрских — 2,9–3,2–3,4 км/с, триасовых и пермо-триасовых — 3,8–4,0–4,5 км/с. В нижне-среднепалеозойских терригенно-карбонатных и карбонатных отложениях скорости составляют 5,0–5,5–6,0 км/с. Конечно же, в каждом конкретном случае нужно учитывать глубину залегания сейсмокомплексов, возможность латеральных вариаций скоростей, связанных с изменением литологического состава отложений, присутствием в разрезе вулканитов и т.п.

Геология Евразийского бассейна

Изложенные выше принципы стратификации осадочного чехла использованы нами при составлении серии сейсмогеологических разрезов этого бассейна по профилям МОВ ОГТ, показанных на рис. 1–7.

Для характеристики строения юго-восточной части бассейна и его шельфового обрамления мы использовали сейсмические профили МАГЭ, полученные в 1990 г. Учитывая уникальную ледовую обстановку, руководители этих работ А.Н. Рыбников и С.Б. Секретов переориентировали основной объем планировавшихся на шельфе сейсмических работ на свободную ото льда глубоководную часть океана и получили высококачественные сейсмические материалы (с косой длиной 2400 м) по глубоководной части Евразийского бассейна. Сейсмогеологические разрезы рассматриваемой части бассейна показаны на рис. 1 А–Г. Мы использовали сейсмогеологические разрезы С. Б. Секретова с внесением в них ряда корректив, касающихся главным образом возрастной привязки сейсмокомплексов глубоководной части бассейна. Несомненной заслугой С.Б. Секретова является прослеживание с Притаймырского шельфа на континентальный склон и подножие котловины Нансена поверхности предъюрского пенеплена — юрского несогласия (профили 90701 и 90702; рис. 1Б, В). На шельфе юрско-нижнемеловой сейсмокомплекс со скоростью 2,8–3,2 км/с перекрывает акустический фундамент (А_ф), сложенный дислоцированными PZ-T-отложениями Таймырской складчатой системы. В окраинно-шельфовых и присклоновых прогибах скорости этого комплекса — 3,4–3,7 км/с, и он перекрывает находящиеся в чехольном залегании верхнепалеозойско-триасовые сейсмокомплексы Евразийского бассейна со скоростью 3,7; 4,0; 4,5 км/с. J-K₁-сейсмокомлекс, подстилающие и перекрывающие его отложения (доюрские и мел-кайнозойские) прослеживаются и в глубоководную часть бассейна. Однако здесь на сейсмогеологических разрезах С.Б. Секретова все они «становятся» кайнозойскими [ Секретов, 1992; Sekretov, 1999 ]. Причиной этому явились, на наш взгляд, господствующие представления о спрединговой природе Евразийского бассейна и кайнозойском возрасте его фундамента. При этом границы сейсмокомплексов, их скоростные характеристики, мощности остались прежними — такими же, как на окраине шельфа.

Структура осадочного чехла первичного Евразийского бассейна состояла из двух впадин — Нансена и Амундсена, разделенных широким поднятием. В пределах этого поднятия, отчетливо выделяющегося на профилях 90700, 90701, 90702 (см. рис. 1 А-В) С.Б. Секретова, осадочный чехол представлен в основном мел-кайнозойскими отложениями, к которым в краевых частях поднятия «добавляются» юрские.

Сейсмогеологический разрез по профилю 90702 демонстрирует структуру первичного осадочного бассейна, почти не нарушенную процессами новейшего рифтогенеза. Более явно его влияние на структуру первичного осадочного бассейна проявлено на профилях 90701 и 90700. Оно выразилось в формировании в осевой части бассейна, на продолжении рифтовой зоны хребта Гаккеля узкого грабена, окаймленного диапировыми внедрениями в мел-кайнозойские отложения позднемезозойских и триасовых комплексов осадочного чехла.

Южные профили С.Б. Секретова (90708-90704 и 90800; рис. 1 Г, Д) пересекают северную часть шельфа моря Лаптевых. Здесь мы практически согласны с его возрастной привязкой сейсмокомплексов. Под карбоново-пермскими сейсмокомплексами со скоростями 4,2–4,5; 4,4–4,7 км/с в глубоких шельфовых прогибах (Западно-Лаптевском, Усть-Ленском, Омолойском, Анисинском) на сейсмогеологических разрезах показаны отложения нижне-среднепалеозойского платформенного чехла со скоростями 5,1–5,4; 5,8–6,0 км/с. Они залегают на докембрийском кристаллическом фундаменте и сопоставляются С.Б. Секретовым с дислоцированными PZ_1-2— образованиями острова Котельный.

Не вызывает сомнения продолжение главных структур осадочного чехла Евразийского бассейна на шельф моря Лаптевых. На всех профилях выделяются крупное поднятие фундамента северо-западного простирания и граничащие с ним с юго-запада и северо-востока прогибы. На шельфе это поднятие объединяет Омолойский и Восточно-Лаптевский горсты; оно граничит с Анисинским прогибом и Омолойским грабеном. Анисинский прогиб «переходит» во впадину Амундсена, а Омолойский грабен — в Северо-Лаптевский окраинно-шельфовый прогиб и далее — в прогиб, располагающийся под континентальным склоном во впадине Нансена.

На шельфе и в Евразийском бассейне наиболее мощные и полные разрезы осадочного чехла характерны для прогибов. Однако если на шельфе моря Лаптевых разрезы начинаются с PZ_1-2-отложений, залегающих на докембрийском фундаменте, то во впадинах Евразийского бассейна нижние горизонты осадочного чехла представлены верхнепалеозойско-нижнемезозойскими отложениями Арктического супербассейна. Они перекрывают, по нашим предположениям, сильно растянутый континентальный кристаллический фундамент.

Профиль ARC-024 (рис. 2) — единственный из профилей 2011 г., пересекший впадину Амундсена и рифтовую зону Евразийского бассейна. Ширина поднятия в осевой части первичного осадочного бассейна составляет здесь около 200 км; его осадочный чехол (0,9–1,3 км) представлен мел-кайнозойскими отложениями, а акустический фундамент, по-видимому, дислоцированными PZ₃-J-бассейновыми комплексами. Диапазон скоростей в них (2,5; 2,7; 3,6; 3,8 км/с) такой же, как в домеловых чехольных комплексах южной части котловины Амундсена. Судя по данным зондирований МОВ-МПВ, бассейновые комплексы подстилаются кристаллическим фундаментом — образованиями верхней или, ближе к осевой части бассейна, нижней континентальной корой (со скоростями 6,2 км/с и 6,7; 7,6; 7,0 км/с соответственно).

Очень неровная, пилообразная форма границы А_ф и осадочного чехла, явные признаки внедрения выступов фундамента в осадочную толщу с задиром и изгибом, прилегающих к этим выступам и располагающихся выше них осадочных слоев, указывают на протрузивный характер соотношений акустического фундамента и осадочного чехла. Но здесь формирующийся океанический фундамент залегает, по-видимому, достаточно глубоко: зондирования МОВ-МПВ не позволяют идентифицировать его до глубин 7–7,5 км. Мы предполагаем, что внедрения фундамента окаймляются оторочкой дислоцированных (складчатых) осадочных пород нижних частей разреза бассейнового комплекса. Начальные стадии диапировых внедрений осадочных комплексов в верхние горизонты осадочного чехла отмечались нами в «равнинной» (без срединного хребта) юго-восточной части Евразийского бассейна.

На рис. 3 показан сейсмогеологический разрез по профилям 2011 г. ARC-029 и ARC-Arctic-2011, пересекающим восточную часть хребта Гаккеля, котловину Амундсена и хребет Ломоносова. На нем отчетливо выделяется нижнемеловой постпенепленовый комплекс; почти не меняя мощности, он перекрывает горсты и грабены хребта Ломоносова и прослеживается (будучи смещенным по серии сбросов с общей амплитудой около 3 км) вместе с перекрывающими и подстилающими его сейсмокомплексами в котловину Амундсена. Хорошо виден наклон рефлекторов и увеличение мощности сейсмокомлексов к ее центру. Это типичная картина для всего западного склона хребта Ломоносова.

Поверхность акустического фундамента в котловине Амундсена очень неровная, пилообразная. Несомненно внедрение протрузий океанического фундамента в ранее сформированную осадочную толщу. В хребте Гаккеля эти протрузии прорывают самые верхние ее горизонты и выходят на поверхность дна. Это определяет очень молодой возраст фундамента и самого хребта Гаккеля.

Профиль AR1407 (рис. 4) — единственный из сейсмических профилей, пересекающий весь Евразийский бассейн, хребет Ломоносова и котловину Макарова. На нем отчетливо видны протрузивные соотношения океанического фундамента и осадочной толщи первичного бассейна. Хребет Гаккеля сложен выходящими на поверхность дна протрузиями фундамента, между которыми сохранились фрагменты верхних горизонтов (кайнозойских или мел-кайнозойских) осадочной толщи. Обращает внимание асимметрия в строении Евразийского бассейна: разная глубина поверхности дна в котловинах Нансена и Амундсена; разная мощность и строение осадочного чехла в этих котловинах (в последней возрастает мощность верхнемеловых отложений); более глубокое залегание фронта протрузий в котловине Нансена. Отметим удовлетворительную корреляцию осей линейных магнитных аномалий (ЛМА) с «пиками» протрузий, особенно для аномалий № 6–13.

На рис. 5 показан модельный сейсмический разрез Евразийского бассейна по профилю Земля Франца-Иосифа (ЗФИ) — хребет Ломоносова, составленный Е.Г. Астафуровой с соавт. [ Астафурова и др., 2004 ] в нашей интерпретации по глубоководной части. Шельфовая часть этого профиля опирается на материалы по геологии ЗФИ, подтвержденные параметрическим бурением. Судя по этому профилю, триасово-нижнемеловой и карбоново-пермский скоростные комплексы окраинно-шельфового прогиба ЗФИ, выделенные на профиле МПВ, почти не меняя скоростных характеристик, прослеживаются во впадину Нансена. Здесь они наращиваются меловыми и кайнозойскими (по нашим предположениям) комплексами со скоростями 2,7–2,9; 2,2; 1,8–2,0 км/с. Такие же скорости установлены в мел-кайнозойских отложениях на глубинном разрезе впадины Амундсена (рис. 6, 7). Даже по модельному разрезу можно сделать вывод о протрузивных соотношениях консолидированной коры хребта Гаккеля и осадочной толщи Евразийского бассейна.

При рассмотрении стратиграфии осадочного чехла глубоководной части СЛО все исследователи опираются на разрез скважины ACEX на хребте Ломоносова. Осадочный чехол здесь представлен только кайнозойскими (начиная с позднего палеоцена) отложениями мощностью около 400 м, перекрывающими плоскую поверхность предпалеогенового пенеплена. Она сложена образованиями акустического фундамента со скоростями 4–4,5 км/с, которые мы рассматриваем как дислоцированные триасовые образования. Верхнемеловые отложения, вскрытые на забое скважины, в сейсмической записи не выражаются, скорее всего, из-за их небольшой (30–50 м) мощности.

В разрезе скважины выделено еще одно несогласие — предмиоценовое, фиксирующее длительный перерыв в осадконакоплении и смену мелководных, богатых органикой отложений глубоководными. Это несогласие, названное В.В. Буценко региональным, является, на наш взгляд, стратиграфическим несогласием в структурно единой кайнозойской осадочной толще. Главным несогласием здесь является предпалеогеновое эрозионное несогласие, названное выделившим его W. Jokat Ломоносовским [ Jokat, 1995 ].

Несомненно, этот разрез является реперным. Он показывает, что мощность кайнозойских отложений в глубоководной части океана составляет всего около 400–500 м, а скорости в них изменяются от 1,6–1,8 км/с (выше предмиоценового несогласия) до 1,9–2,2 км/с.

На рис. 6 и 7 сопоставлены разрезы осадочного чехла хребта Ломоносова (вскрытого скважиной) и прилегающей к нему части впадины Амундсена. Сейчас они разобщены сбросом с амплитудой около 3 км, а некогда находились на одном уровне. Не вызывает сомнения, что Ломоносовское несогласие — поверхность предпалеогенового пенеплена, прослеживается и во впадину Амундсена. Мощность кайнозойских отложений и скорости в них здесь такие же, как и во вскрытом скважиной разрезе. От нижележащих отложений они отделены поверхностью эрозионного несогласия. Последние представлены (в отличие от хребта Ломоносова) мощной (до 2–3 км), субгоризонтально залегающей осадочной толщей. Эрозионный характер предпалеогенового несогласия проявляется на сейсмическом разрезе (см. рис. 7). Подстилающие его два сейсмокомплекса АВ-5 и АВ-5.2 (мы считаем их верхнемеловыми) при приближении к хребту Ломоносова срезаются поверхностью предпалеогенового пенеплена.

Основываясь на скоростных характеристиках сейсмокомплексов осадочного чехла котловины Амундсена, мы предполагаем, что допалеогеновая часть разреза сложена верхнепалеозойскими (V=4,5 км/с), триасово-нижнемеловыми (V=3,5 км/с), нижне- и верхнемеловыми отложениями.

Отметим еще ряд важных особенностей строения осадочного чехла впадины Амундсена, проявленных на этом разрезе. Это отчетливый наклон и увеличение мощностей докайнозойских сейсмокомплексов от хребта Ломоносова. Как отмечает W. Jokat, для этих сейсмокомплексов Ломоносовское поднятие служило источником сноса терригенного материала. Другой источник сноса находился, по его представлениям, в осевой части Евразийского бассейна.

На рассматриваемом разрезе отчетливо видны (так же как и на рассмотренных нами ранее разрезах) протрузивные соотношения осадочной толщи и внедрений океанического фундамента бассейна. На такие соотношения обращали внимание Ю.Г. Киселев, В.А. Поселов, Л.А. Дараган-Сущева [ Киселев, 1986; Поселов и др., 1998; Дараган-Сущева и др., 2004 ]. Внедрения фундамента, прорывающие весь чехол, располагаются около магнитных аномалий 6, 13, 18, 20. Вблизи аномалий 22, 23 протрузия фундамента прорывает домеловые отложения и внедряется в нижнемеловой сейсмокомплекс. Это определяет очень молодой возраст океанического фундамента.

О фундаменте Евразийского бассейна

Сейчас уже не приходится сомневаться в длительной геологической истории этого бассейна. Поэтому его характеристика будет неполной без приведения имеющихся данных о его фундаменте. По нашим представлениям, предшественником Евразийского осадочного бассейна была эпибайкальская платформа (названная Ю.Е. Погребицким Северо-Азиатской) с позднедокембрийским фундаментом и фанерозойским осадочным чехлом. Комплексы этой платформы сохранились в лаптевоморской части Евразийского бассейна в наиболее глубоких прогибах — Западно-Лаптевском и Анисинском, где фанерозойский осадочный чехол залегает на докембрийском фундаменте.

В пределах хребта Ломоносова нижне-среднепалеозойские платформенные отложения претерпели складчатые дислокации и вошли в состав промежуточного осадочного слоя акустического фундамента, залегающего на верхней коре. Последняя геологически представляет собой метаморфизованные в условиях зеленосланцевой и, возможно, амфиболитовой фаций, байкальские вулканогенно-терригенные образования, испытавшие каледонскую тектоно-магматическую активизацию.

Как показывает профиль ГСЗ «Трансарктика-92» [ Российские арктические геотраверсы, 2011 ], выходящий в котловину Амундсена, в Евразийском бассейне у подножия хребта Ломоносова, комплексы верхней коры и метаплатформенные нижне-среднепалеозойские образования резко утоняются, «выклиниваются», как мы полагаем, вследствие растяжения и разрыва. Бассейновые отложения залегают на утоненной нижней безгранитной коре. Об этом же свидетельствуют данные зондирований МОВ-МПВ на профилях 2011 г., пересекающих хребет Ломоносова и котловину Амундсена. Таким образом, тонкая безгранитная кора Евразийского осадочного бассейна образовалась уже во время позднепалеозойско-раннемезозойского (доюрского) рифтогенеза.

Есть основания говорить о более сложной предыстории Евразийского бассейна и гетерогенности его фундамента. При характеристике пересекающих его сейсмических профилей мы отмечали наличие в осадочном бассейне осевого поднятия, разделявшего впадины Нансена и Амундсена.

На существование поднятия в осевой части этого бассейна в позднетриасовое — раннемеловое время указывают результаты минералогического анализа нескольких сотен образцов триасово-меловых отложений Баренцево-Карской континентальной окраины, выполненного З.З. Ронкиной и Т.Н. Вишневской [ Ронкина, Вишневская, 1982 ]. Было установлено постоянное присутствие глаукофана в ассоциации с дистеном, ставролитом, хлоритоидом, рутилом и другими метаморфическими минералами в T₃-J- и K₁-отложениях ЗФИ, T-J(?)-отложениях острова Ушакова и MZ₁— или PZ₃-отложениях Северной Земли. Наличие этих минералов, особенно глаукофана, неустойчивого к сколько-нибудь далекому переносу из-за его высокой хрупкости и образуемых им тонковолокнистых агрегатов, позволяет, по мнению З.З. Ронкиной и Т.Н. Вишневской, предполагать существование в позднетриасовое — раннемеловое время к северу от Баренцево-Карской окраины, в пределах Евразийского бассейна, линейного поднятия, в пределах которого размывались метаморфические глаукофансодержащие породы. Такие породы, образующиеся при региональном метаморфизме высоких давлений, приурочены обычно к протяженным зонам глубинных разломов. Так, метаморфические породы глаукофановой и эклогитовой фаций метаморфизма широко распространены вдоль зоны Главного Уральского разлома. Кристаллические сланцы с дистеном и телами эклогитов и глаукофановые сланцы обнаружены на западе архипелага Шпицберген в составе кристаллического фундамента каледонид.

Мы предполагаем, что Евразийский бассейн наследует структуру древнего геосинклинального пояса. В свое время В.Е. Хаин, рассматривая историю формирования океанов, отметил, что «кардинальное значение имеет тот факт, что все молодые океаны закономерно связаны с геосинклинальными поясами неогея» [ Хаин, 1973 ]. Атлантический океан «поглотил» структуры субмеридионального Атлантического пояса (гренвильско-байкальско-каледонского по современным данным) [ Шулятин и др., 2012 ], Евразийский бассейн СЛО — субширотного Арктического. В какой-то мере о породах этого пояса можно судить по результатам драгирования на так называемом «амагматичном» отрезке хребта Гаккеля (3–29° з.д.). Склоны и днище рифтовой долины на этом отрезке сложены преимущественно перидотитами, а также габбро и диабазами при резко подчиненном количестве базальтов [ Michael et al., 2003 ]. Датирование перидотитов ( Re — Os -методом по сульфидам) свидетельствует об их древнем возрасте (около 2,2 млрд лет [ Блюман, 2013; Lui et al ., 2008 ]).

В хребте Гаккеля породы древнего меланократового фундамента слагают склоны и днище рифтовой долины на относительно небольшом ее отрезке, приуроченном, вероятно, к наиболее приподнятому блоку хребта. В Срединно-Атлантическом хребте такие породы имеют региональное распространение и целиком слагают гребневую часть хребта на значительных по протяженности отрезках. Как показали наши исследования [ Погребицкий, Трухалев, 2002; Шулятин и др., 2012 ], это древние, преимущественно докембрийские, полиметаморфические образования, тектонически перемещенные на поверхность дна океана.

Геологическая модель Евразийского бассейна

Целый ряд установленных (или, во всяком случае, не вызывающих у нас сомнений) особенностей геологического строения Евразийского бассейна несовместим с плейттектонической концепцией его формирования. Прежде всего, это протрузивный характер соотношений океанического фундамента и осадочного чехла бассейна. Протрузии фундамента прорывают весь осадочный чехол и выходят в водную толщу. Они формируют срединно-океанический хребет Гаккеля и серию окаймляющих его протрузий в осадочной толще бассейна (слепых в его краевых частях). Это определяет очень молодой, позднекайнозойский, возраст океанического фундамента.

Очевидно также отсутствие зон субдукции на континентальных окраинах Евразийского бассейна. На это, как одну из нерешенных проблем геологии этого бассейна, обращал внимание М.Л. Верба [ Верба, 2008 ]. Зоны субдукции вообще отсутствуют в СЛО; вся его глубоководная часть — область развития утоненной континентальной коры (безгранитной в зонах максимального растяжения), окаймлена поясом структур растяжения — периокеанических прогибов с мощным осадочным выполнением. Если к этому добавить достаточно древний возраст осадочного чехла Евразийского бассейна (позднепалеозойско-кайнозойский по нашим построениям), то геологическая несостоятельность плейттектонических представлений о его происхождении становится еще более очевидной.

Мы предлагаем иную, альтернативную плейттектонической, трактовку истории формирования Евразийского океанического бассейна. Современная структура этого бассейна (и всего СЛО) — результат новейших тектоно-магматических процессов, включающих:

– крупноамплитудное дифференцированное погружение внутренних частей океана с образованием глубоководных бассейнов (Евразийского и Канадского) и впадин Макарова — Подводников с сильно утоненной (безгранитной) древней континентальной корой и разделяющих их поднятий Ломоносова и Менделеева — Альфа с утоненной континентальной корой (с отчетливо выраженным, как показали профили ГСЗ, гранитным слоем). Последние испытали гораздо меньшее по сравнению с бассейнами погружение и превратились в относительные поднятия;

– протрузии океанической коры в осадочную толщу и гетерогенный фундамент (кристаллический и складчатый) позднепалеозойско-кайнозойского осадочного бассейна. Они вызывают существенное его расширение, спрединг, формирование в осевой части бассейна срединно-океанического хребта Гаккеля.

Серия сейсмогеологических разрезов данного бассейна позволяет оценить величину этого новейшего спрединга. В не затронутой им юго-восточной части бассейна и северной части шельфа моря Лаптевых его ширина составляет 580–600 км. В его приполюсной части, на траверсе ЗФИ с морфологически выраженным хребтом Гаккеля и полным «набором» ЛМА (до 24-й аномалии включительно) она увеличивается до 900 км (см. рис. 5).

Хребет Гаккеля является новейшей морфоструктурой Евразийского бассейна, что находит отражение в поясе современных землетрясений, приуроченных к его рифтовой долине [ Аветисов, 1996 ]. Однако имеющиеся данные позволяют предполагать, что в его строении участвуют (наряду с образованиями молодой океанической коры) породы древнего меланократового фундамента и дислоцированные чехольные комплексы Евразийского осадочного бассейна. Заметим, что породы кристаллического фундамента ранее, в T ₃— K ₁-время, уже выводились на земную поверхность и подвергались эрозии в пределах поднятия в осевой части этого бассейна.

Вышеизложенные особенности геологии Евразийского бассейна находят наиболее удовлетворительное объяснение в рамках концепции изначально гидридной, пульсационно расширяющейся Земли, разработанной В.Н. Лариным [ Ларин, 2005 ]. Как показано этим исследователем, современные океаны являются гигантскими структурами растяжения, обусловленными нагнетанием вещества (интерметаллических силицидов) из расширяющихся глубинных геосфер. Именно такой спрединг, какой мы наблюдаем на сейсмических профилях в Евразийском бассейне (за счет вертикальных протрузий океанического фундамента, без субдукции), показан В.Н. Лариным на модели формирования океанов при рассмотрении их происхождения. Мы предполагаем, что «океанические» геофизические особенности Евразийского бассейна (полосовой характер аномального магнитного поля, отрицательная осевая гравитационная аномалия) вызваны протрузиями интерметаллических силицидов в верхние горизонты земной коры.

Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1996. 185 с.

Астафурова Е.Г., Глебовский В.Ю., Федоров В.И. Результаты плотностного моделирования вдоль трех геотрансектов Северного Ледовитого океана // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2004. Вып. 5. С. 53–61.

Арктический бассейн (геология и морфология) / ред. В. Д. Каминский. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2017. 291 с.

Блюман Б.А. Актуальные вопросы геологии океанов и геологии континентов. СПб.: Из-во ВСЕГЕИ, 2013. 400 с.

Бургуто А.Г., Авдюничев В.В., Дорофеев В.К. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Лист S -53 (о. Столбовой), S -54 (Ляховские острова). Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2016. 169 с.

Буценко В.В., Поселов В.А. Региональные особенности сейсмической конфигурации осадочного чехла глубоководного Арктического бассейна и возможности их палеотектонической интерпретации // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2004. Вып. 5. С. 141–159.

Верба М.Л. Сравнительная геодинамика Евразийского бассейна. СПб.: Наука, 2008. 191 с.

Виноградов В.А., Гусев Е.А., Лопатин Б.Г. Возраст и структура осадочного чехла Восточно-Арктического шельфа России // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2004. Вып. 5. С. 202–212.

Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 9. Моря Советской Арктики / под ред. И.С. Грамберга и Ю.Е. Погребицкого. Л.: Недра, 1984. 280 с.

Грамберг И.С., Кулаков Ю.Н., Погребицкий Ю.Е., Сороков Д.С. Арктический нефтегазоносный супербассейн // Нефтегазоносность Мирового океана. Л.: ПГО «Севморгеология», 1984. С. 7–21.

Дараган-Сущева Л.А., Поселов В.А., Дараган-Сущев Ю.И. Сейсмогеологический анализ моделей развития Евразийского бассейна // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2004. Вып. 5. С. 111–124.

Дараган-Сущева Л.А., Петров О.В., Дараган-Сущев Ю.И. и др. Новый взгляд на геологическое строение осадочного чехла моря Лаптевых // Региональная геология и металлогения. 2010. № 41. С. 5–16.

Карасик А.М. Магнитные аномалии хребта Гаккеля и происхождение Евразийского суббассейна Северного Ледовитого океана // Геофизические методы разведки в Арктике. Л.: НИИГА, 1968. Вып. 5. С. 9–19.

Киселев Ю.Г. Глубинная геология Арктического бассейна. М.: Недра, 1986. 224 с.

Ким Б.И. История формирования Евразийского бассейна (сейсмокомплексы, структура, мощность чехла, этапы и стадии эволюции) // Рос. геофиз. журнал. 2003. № 31–32. С. 53–70.

Ким Б.И., Евдокимова Н.К., Харитонова Л.Я. Структура, нефтегазовый потенциал и нефтегеологическое районирование Восточно-Арктического шельфа России // Геология нефти и газа. 2016. № 1. С. 2–14.

Кириллова-Покровская Т.А., Мули Бенуа. Модель строения Лаптевоморского бассейна (по сопоставлению сейсмических и скважинных данных на суше и морской сейсморазведки) / Международная научно-практическая конференция, посвященная 40-летию МАГЭ «Современные геолого-геофизические исследования на Российском шельфе». Мурманск, 2012. С. 121–135.

Лаверов Н.И., Лобковский Л.И., Кононов М.В. и др. Геодинамическая модель развития Арктического бассейна и примыкающих территорий для мезозоя–кайнозоя и внешняя граница континентального шельфа России // Геотектоника. 2013. № 1. С. 3–35.

Ларин В.Н. Наша Земля (происхождение, состав, строение и развитие изначально гидридной Земли). М.: Агар, 2005. 228 с.

Погребицкий Ю.Е. Палеотектонический анализ Таймырской складчатой системы // Труды НИИГА. Т. 166. Л.: Недра, 1971. 248 с.

Погребицкий Ю.Е., Трухалев А.И. Происхождение глубинных базит-гипербазитовых пород — ключевая проблема геологии Срединно-Атлантического хребта // Российская Арктика: геологическая история, минералогия, геоэкология. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2002. С. 49–62.

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

Ронкина З.З., Вишневская Т.Н. Глаукофан в осадочных породах западной части Советской Арктики // Советская геология. 1982. № 7. С. 90–93.

Российские арктические геотраверсы / научн. ред. В.А. Поселов, Г.П. Аветисов, В.Д. Каминский. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2011. 172 с.

Секретов С.Б. Тектоника Евразийского бассейна в зоне его сочленения с континентальной окраиной моря Лаптевых // Тез. докл. X Международной школы морской геологии. 1992. Т. 4. С. 114–115.

Сурков В.С., Жеро О.Г., Смирнов Л.В. Арктико-Северо-Атлантическая рифтовая мегасистема // Геология и геофизика. 1984. № 8. С. 3–11.

Хаин В.Е. Общая геотектоника. Изд. 2-е, перераб. и доп. М.: Недра, 1973. 512 с.

Sherwood K.W., Johnson P.P., Craig J.D. et al. Structure and Stratigraphy of the Hanna Trough, US Chukchi Shelf Alaska // Geological Society of America Special Paper. 2002. Vol . 360. P . 39–66.

Смирнов О.Е. (отв. исполнитель). «Оценка перспектив нефтегазоносности российского континентального шельфа за пределами 200 миль в рамках подготавливаемого Представления РФ в отношении внешней границы континентального шельфа (ВГКШ) в Арктическом бассейне». Государственный контракт от 04.09.2014 г. №40/07/82-2. 275 л. текста, 147 рис., табл. 12, граф. прилож. 8/13 л., библ. 93. ФГУП «ВНИИОкеангеология им. И. С. Грамберга». Фонды ВНИИОкеангеология, 2015.

Глумов И.Ф. (отв. исполнитель). Отчет по объекту «Проведение комплексных геофизических работ МОВ ОГТ на исследовательском судне с проводкой атомным ледоколом для определения мощности осадков, сейсмогеологического разреза осадочного комплекса и проведение внешней границы континентального шельфа Российской Федерации (ВГКШ) по критерию однопроцентной мощности в Арктике» в 7 книгах и 1 папке. ОАО «ГНИНГИ». СПб., 2012.

Ссылка на статью:

Трухалев А.И., Шулятин О.Г. Геология Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана — свидетельство в пользу концепции расширяющейся Земли // 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов (под ред. В.Д. Каминского, Г.П. Аветисова, В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. C . 56-73.

Источник