Евразийский бассейн северного ледовитого океана
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
Евразийский бассейн северного ледовитого океана
Евразийский бассейн занимает центральную часть Северного Ледовитого океана, располагаясь между бровкой шельфа Евразии и хребтом Ломоносова. Он прослеживается на расстоянии около 2000 км от Шпицбергенской зоны разломов на западе до шельфа моря Лаптевых на востоке, постепенно сужаясь в этом направлении от 900 до 300 км. Дно Евразийского бассейна подстилается океанической корой, перекрытой толщей рыхлых отложений, мощность которых достигает 2-2,5 км в котловине Амундсена и 3-5 км в котловине Нансена [ Gramberg & Kulakov , 1975 ]. По центру бассейна протягивается срединный хребет Гаккеля, рифт которого является современной осью спрединга [ Карасик, 1968 ]. Анализ распределений эпицентров землетрясений позволяет уверенно отождествлять ось хр. Гаккеля с границей между Северо-Американской и Евразиатской плитами [ Sykes , 1965; Savostin & Karasik , 1981 ]. На западе эта граница продолжается в Норвежско-Гренландском бассейне, следуя вдоль хребтов Книповича, Мона и Кольбенсей. На стыке Евразийского и Норвежско-Гренландского бассейнов появляется дополнительная малая плита — Шпицбергенская [ Savostin & Karasik , 1981 ], которая оказывается в зоне взаимодействия Евразиатской и Северо-Американской плит. На востоке граница плит прослеживается через грабены хребта Черского и дельты Лены [ Грачев и др., 1970; Зоненшайн и др., 1978 ]. На основании решений механизмов очагов землетрясений, совмещения симметричных пар подводных гор на хребтах Гаккеля и Книповича и с учетом простираний трансформных разломов в океане и сдвигов на континенте было рассчитано положение полюса мгновенного вращения между Евразиатской и Северо-Американской плитами [ Savostin & Karasik , 1981 ]. Он находится в точке с координатами 59,9° с.ш. и 141,2° в.д., вблизи северного окончания хр. Джугджур, и удовлетворяет практически всему комплексу геолого-геофизических данных о современных горизонтальных движениях не только на хр. Гаккеля и в Момском рифте, но и во всей Северной Атлантике к северу от Азорских островов.
Таким образом, в настоящее время Евразийский бассейн по всей своей длине находится в режиме растяжения и характеризуется наращиванием океанической коры на оси рифта. Всегда ли так было в Евразийском бассейне?
В результате исследований аномального магнитного поля Евразийского бассейна [ Карасик, 1974; Vogt et al ., 1979 ] установлено, что практически на всем его протяжении существует симметричная относительно оси хр. Гаккеля система линейных магнитных аномалий от осевой до 24-й. Следовательно, начало активного раскрытия бассейна относится ко времени около 56 млн. лет назад или, возможно, к несколько более ранней эпохе, поскольку между аномалией 24 и морфологическими границами бассейна остается пространство шириной 50-100 км, характеризуемое низкоамплитудным магнитным полем [ Карасик, 1968; 1980 ].
Совмещая парные изохроны, расположенные по разные стороны от хр. Гаккеля, удалось определить параметры конечных движений Евразийской и Северо-Американской плит [ Карасик и др., 1983 ]. Они позволяют восстановить взаимное расположение литосферных плит в определенные моменты геологического прошлого, но еще ничего не говорят об истинных траекториях их перемещений. Чтобы получить представления о последних, мы рассчитали так называемые дифференциальные, или «мгновенные», полюса вращения, описывающие движения в некоторой выбранной системе координат за определенный отрезок времени (табл. 1).
По найденным параметрам вращения построена схема линий дрейфа, описывающих траекторию движения расходящихся плит, и теоретических изохрон (рис. 1). Сравнение теоретических изохрон с осями наблюденных магнитных аномалий, с одной стороны, свидетельствует о высоком взаимном соответствии в их конфигурации, а с другой — наглядно иллюстрирует некоторую асимметрию в темпах раскрытая обеих половин бассейна (котловина Нансена формируется быстрее), впервые отмеченную в [ Карасик, 1974 ]. Конфигурация линий дрейфа отражает тот факт, что, несмотря на изменения положения во времени, полюс раскрытия Евразийского бассейна практически все время находился либо на оси бассейна, либо на одной прямой с ней (рис. 2).
В момент заложения оси спрединга, послужившей началом образования Норвежско-Гренландского и Евразийского бассейнов (т.е. около 60-56 млн. лет назад), в Арктическом бассейне могла существовать еще одна ось спрединга, вдоль которой, возможно, происходило раскрытие бассейна Макарова, расположенного между хребтами Ломоносова и Альфа. Здесь предварительно идентифицированы линейные магнитные аномалии №№ 34-21, имеющие возраст 80-50 млн. лет [ Taylor et al ., 1981 ]. До откола Гренландии и хр. Ломоносова от северной Евразии спрединговые центры Бассейна Макарова, Лабрадорского моря и северной части центральной Атлантики составляли, вероятно, единую систему, служившую границей между Северо-Американской и Евразиатской плитами. В этом случае возникновение новой оси спрединга должно было привести к отколу от Евразии двух дополнительных малых плит — Гренландской и Ломоносовской. Хребет Ломоносова как самостоятельная плита, по-видимому, просуществовал сравнительно недолго, не более 8-10 млн. лет, и уже к началу эоцена вошел в состав Северо-Американской плиты. Именно этому моменту соответствует положение материков на эпоху 56 млн. лет назад (рис. 2). Ширина Евразийского бассейна в это время не превышала 150-200 км, т.е. была сравнима с шириной Красного моря. На западной оконечности бассейна, вблизи Гренландии и Свальбарда, которые были разделены трансформным разломом, интенсивные излияния базальтов привели к образованию массивного поднятия, возвышающегося над уровнем моря [ Peden et al ., 1979 ].
В начале олигоцена произошло резкое изменение в характере движения Северо-Американской и Евразиатской плит, что нашло отражение в скачкообразном перемещении полюса их относительного движения в район Новосибирских островов (см. табл. 1). Таким образом, 36 млн. лет назад полюс вращения занял свое самое северное положение за весь кайнозойский цикл раскрытия Арктического бассейна. Благодаря этому стало особенно заметным различие в линейных скоростях спрединга между восточной, приближенной к морю Лаптевых, частью бассейна и западной. На востоке раскрытие происходило только севернее 80° с.ш., где скорости не превышали 1-2 мм/год, т.е. были сравнимы со скоростями раскрытия Байкальского рифта. Столь низкие темпы раскрытия привели к слиянию аномалий 7-12. На западе бассейна, в районе Земли Франца Иосифа, скорость спрединга достигала 6-10 мм/год. С указанного времени Гренландская плита причленилась к Северо-Американской [ Kristoffersen & Talwani , 1977; Srivastava , 1978 ] и единая граница отделила последнюю от Евразийской плиты и в Северной Атлантике, и в Арктическом бассейне. Начиная с 34 млн. лет назад (аномалия 12), к северу от Свальбарда вся тектоническая активность сосредоточивается в пределах рифтовой долины и единое в эоцене вулканическое поднятие разделяется на два — Мориса Джезупа и Ермака [ Peden et al ., 1979 ].
Неоднократное изменение положения полюса раскрытия Евразийского бассейна на протяжении кайнозоя должно было отразиться на формировании структуры северо-восточной Азии и прилегающего арктического шельфа. Известно, что в Колымо-Верхоянской области раннетретичное время было периодом относительного тектонического покоя и выравнивания рельефа. Возможно, лишь щелочные палеогеновые плато-базальты, залегающие несогласно на породах Охотско-Чукотского пояса, в какой-то мере отражают условия растяжения, которые должны были преобладать в пределах Северо-Востока в соответствии с положением палеоцен-эоценового полюса раскрытия Евразийского бассейна. Однако мы полагаем, что почти до конца олигоцена основная граница между Северо-Американской и Евразиатской плитами шла от южного окончания хр. Гаккеля на восток по разлому, ограничивающему с севера шельф Восточно-Сибирского моря, и далее вдоль полосы раннетретичных деформаций либо к ороклину Берингова пролива, либо к фронту Ларамийской складчатости хр. Брукса и Северо-Американских Кордильер. Начиная с конца олигоцена — начала миоцена полюс относительного движения Северо-Американской и Евразиатской плит смещается на юг, от Новосибирских островов до своего современного положения на хр. Джугджур (см. рис. 2). По мере смещения полюса в сторону Охотского побережья происходило растрескивание континента от шельфа моря Лаптевых до хр. Черского и продвижение рифта вслед за полюсом на юг-юго-восток.
Таким образом, в истории тектонического развития Евразийского бассейна и тех районов Северо-Восточной Азии, которые подверглись тектонической активизации в кайнозое, определяющую роль играла перестройка характера движений крупных литосферных плит, в зоне взаимодействия которых и располагались упомянутые области.
1. Gramberg I.S., Kulakov Yu.N. Canada’s continental margin and offshore petroleum exploration. Mem. 4, 1975, p. 525.
2. Карасик A.M. В сб.: Геофизические методы разведки в Арктике. Л ., 1968, вып . 5, с . 8.
3. Sykes L.R. The seismicity of the Arctic — Seismol. Soc. Amer. Bull., 1965, vol. 55, p. 501.
5. Грачев А.Ф., Деменицкая P . M ., Карасик A . M . Срединный Арктический хребет и его материковое продолжение — Геоморфология, 1970, т. 1, с. 42.
6. Зоненшайн Л.П., Натапов Л.М., Савостин Л.А., Ставский А.П. Современная тектоника плит Северо-Восточной Азии в связи с раскрытием Северной Атлантики и Арктического бассейна — Океанология. 1978. т. 18, с. 846.
7. Карасик А.М. В кн.: Проблемы геологии полярных областей Земли. Л ., 1974, с . 23.
8. Vogt P.R., Taylor Р . Т ., Kovacs L. С ., Johnson C.L. Detailed aeromagnetic investigations of the Arctic Basin — J. Geophys. Res., 1979, vol. 84, p. 1071.
9. Карасик А.М. В кн.: Морская геология, седиментация, осадочная петрология и геология океанов. Л.: Недра, 1980, с. 178.
11. Taylor Р . Т ., Kovacs L.C., Vogt P.R., Johnson G.L. Detailed aeromagnetic investigation of the Arctic Basin, 2 — J. Geophys. Res., 1981, vol. 86, p. 6226.
14. Srivastava S.P. — Geophys. J. Roy. Astron. Soc., 1978, vol. 52, p. 313.
Ссылка на статью:
Савостин Л.А., Карасик А.М., Зоненшайн Л.П. История раскрытия Евразийского бассейна Арктики // Доклады АН СССР. 1984. Том 275. № 5. С. 1156-1161 .
Источник