The Late Cretaceous (Cenomanian‒Coniacian) Stage of Rifting in the Northern Part of North Atlantic and Arctic Basin

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

В Северном Ледовитом океане расположены Амеразийский и Евразийский глубоководные бассейны, разделенные хребтом Ломоносова. Евразийский бассейн по мнению большинства геологов и геофизиков сформировался в кайнозое в результате раздвижения Северо-Американской, включая хребет Ломоносова, и Евразийской литосферных плит (далее в тексте ‒ плиты) [6, 15, 48, 88] (рис. 1).

Рис. 1. Установленные позднемеловые (сеноман‒коньяк) проявления эксгумации пород возрастом 95‒88 млн лет в западном секторе Арктики (данным [4, 66, 67, 101, 109, 110, 118, 147, 167], с дополнениями).

Цифровая основа рельефа IBCAO v.4 (по [111]). Обозначено: АХ – остров Аксель-Хейберг; ЗФИ – арх. Земля Франца-Иосифа; НО – Новосибирские острова; СЗ – Северная Земля; ШП ‒ арх. Шпицберген; ЭЛ – о. Элсмир.

1 – Северный полюс; 2 – положение скв. Северная на о. Грэм-Белл; 3 – точки эксгумации пород 95‒88 млн лет.

Границей Северо-Американской и Евразийской литосферных плит является срединно-океанический хребет Гаккеля, на востоке прослеживающийся до моря Лаптевых, являющимся рифтогенным продолжением Евразийского бассейна [12].

В палеоцене‒раннем олигоцене между Северо-Американской и Евразийской плитами существовала, в качестве самостоятельной плиты, ‒ Гренландская плита, которая в палеоцене перемещалась в западном направлении, что привело к сжатию северо-восточной части о. Гренландия и западного побережья арх. Шпицберген [138, 144, 151].

На границе палеоцена‒эоцена произошло резкое изменение направления движения Гренландской плиты на северо-западное направление, что стало причиной складчатости (юриканская орогения), проявленной на островах Королевы Елизаветы Канадского Арктического архипелага, на северной и северо-восточной окраинах о. Гренландия и на арх. Шпицберген [138, 151, 159].

В последнее десятилетие изучение этапов юриканской орогении во многом было основано на термо-геохронологических исследованиях на северо-востоке о. Гренландии, в северной части Канадского Арктического архипелага и на Шпицбергене (см. рис. 1).

Комплексными исследованиями северо-западной части архипелага Шпицберген было установлено несколько этапов эксгумации пород в кайнозое, при этом было выявлено, что эксгумация комплексов началась в позднем мелу ~ 88 млн лет назад, задолго до отделения северо-восточной части Гренландии от северо-западной части архипелага Шпицберген [66, 67].

Близкие результаты (~ 90 млн лет назад) ранее были получены для о. Медвежий, который расположен южнее архипелага Шпицберген [167]. На восточном и северо-восточном побережье о. Гренландия зафиксирован позднемеловой (~ 95‒90 млн лет назад) этап эксгумация пород, что аналогично результатам для юго-западного побережья о. Элсмир (~ 90 млн лет) [101, 109, 110].

Термо-геохронологические исследования образцов горных пород, отобранных со склона хр. Ломоносова напротив западной части арх. Земля Франца-Иосифа, установили этап остывания, начавшийся в позднем мелу (~ 95 млн лет назад) и связанный с эксгумацией отложений [119]. При этом подобные исследования были проведены на западном побережье архипелага Новосибирских островов, расположенных в море Лаптевых, в структурах северной части Верхоянского складчато-надвигового пояса и Приверхоянского краевого прогиба, полученные данные зафиксировали этап остывания пород аналогичного возраста (~ 90 млн лет назад) [4, 148].

Такое сходство полученных данных о возрасте остывания пород позволяет выделить этап (95‒90 млн лет назад) развития рифтинга из Северной Атлантики в Арктический бассейн.

Целью настоящей статьи является уточнение этого предположения, для чего нами были выполнены термо-геохронологические исследования образцов горных пород методом трекового датирования апатита из скважины Северная, которая расположена на северо-восточном побережье арх. Земля Франца-Иосифа.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ АРХ. ЗЕМЛЯ ФРАНЦА-ИОСИФА

Архипелаг Земля Франца-Иосифа (ЗФИ) приурочен к сформированному в мезозое‒кайнозое окраинно-шельфовому поднятию на севере Баренцево‒Карской плиты и является одним из ключевых объектов для исследования геологической истории Северного Ледовитого океана. На арх. Земля Франца-Иосифа обнажаются мезозойские (триас‒меловые) терригенные отложения морского, мелководно-морского и континентального генезиса [11, 13, 14, 59, 60].

Бо́льшая часть площади (~ 85%) арх. Земля Франца-Иосифа находится под ледовым покровом, что осложняет проведение исследований для о. Греэм-Белл и не позволяет провести точную лито-стратиграфическую корреляцию юрско‒меловых отложений в пределах архипелага [13, 14, 18, 30] (рис. 2).

Рис. 2. Геологическая карта-схема арх. Земля Франца-Иосифа (по данным [35], с изменениями и дополнениями).

Цифровая основа рельефа IBCAO v.4 (по [111]).

1‒6 – отложения: 1 – вулканогенные K₁, 2 – морские терригенные J_2-3, 3 – континентальные и мелководно-морские J₁, 4 – мелководно-морские T₃, 5 – морские терригенные T₂, 6 – мелководно-морские T₁; 7 – интрузивные образования K₁; 8 – область распространения комплекса умеренно щелочных базальтов-андезибазальтов; 9 – главные разрывные нарушения; 10 – комплексы параллельных даек основного состава (вне масштаба); 11 – вулканические аппараты центрального типа.

Значительно лучше изучены триасовые отложения (все три отдела триаса с подразделением отделов на ярусы и подъярусы) общей мощностью ~ 5 км, вскрытых параметрическими скважинами скв. Нагурская, скв. Хейса и скв. Северная [3, 8, 27, 60]. Триасовая толща сложена в нижней части лагунно-морскими и морскими отложения, в верхней части ‒ преимущественно лагунными и континентальными [26, 60].

В мезозое на арх. Земля Франца-Иосифа широко проявился основной магматизм, связанный с Высоко-Арктической магматической провинцией (HALIP) [1, 9, 13, 14, 16, 17, 35, 37, 58‒60, 95, 145].

Магматические образования трапповой (долерит-базальтовой) формации представлены покровами, потоками, силлами, дайками и жерловыми фациями вулканических аппаратов [17, 35] (см. рис. 1). Дайки протягиваются на десятки километров в северо-западном направлении и имеют мощность от 1‒2 м до 20‒25 м. Контакты даек почти вертикальные. Пластовые интрузии (силлы) мощностью от 20‒30 м до 100 м имеют региональное распространение и составляют ~ 10% мощности терригенного разреза.

Были разработаны две основные модели эволюции базальтоидного магматизма арх. Земля Франца-Иосифа:

• кратковременное одноэтапное становление крупной магматической провинции в начале мела [1, 9, 58, 145];
• действие долгоживущей (от начала юры по ранний мел, включительно) горячей точки с несколькими краткими импульсами магматической активизации [36, 37].

Магматические тела вскрыты в разрезах скважин Нагурская, Хейса и Северная, расположенных на арх. Земля Франца-Иосифа [60]. Результаты исследований катагенетических преобразований органического вещества по данным измерений отражательной способности витринита, пиролитических характеристик керогена и хромато-масс-спектрометрического изучения состава и распределения углеводородных молекулярных маркеров, показали высокую степень преобразования органического вещества в осадочных породах, расположенных вблизи вскрытых магматических тел [7, 25, 71]. В связи с этим, имеются ограничения на отбор образов из керна скважин для проведения термо-геохронологических исследований.

Остров Земля Александры и остров Хейса, на которых пробурены скважины скв. Нагурская и скв. Хейса, характеризуются наибольшим количеством покровов, силлов и даек [13, 14, 33, 57]:

• 20 и более интрузий основного состава мощностью от 2 до 140 м выделено в разрезе скв. Нагурская [13, 57];
• 9 интрузий мощностью от первых метров до ~ 60 м установлено в разрезе скв. Хейса [13, 14, 35].

Установлено минимальное количество ‒ 6 интрузий для скв. Северная, расположенной на о. Греэм-Белл, поэтому скв. Северная является наиболее информативной для проведения термо-геохронологических исследований.

ОТБОР ПРОБ И ПОДГОТОВКА КЕРНА ИЗ СКВ. СЕВЕРНАЯ

Скважина Северная была пробурена в период от декабря 1977 г. по январь 1979 г. Арктической нефтеразведочной экспедицией треста “Ярославнефтегазразведка” (в настоящем – АО «НПЦ “Недра”», г. Ярославль, Россия).

Из общей глубины проходки в 3523 м с отбором керна пройдено ~ 537 м (~ 15% от глубины) c линейным выносом керна ~ 312 м. В разрезе параметрической скважины наблюдаются только отложения верхнего и среднего триаса, хотя нижние, палеонтологически не охарактеризованные горизонты, возможно, относятся к нижнему отделу триаса (рис. 3).

Рис. 3. Фрагмент разреза скважины Северная (арх. Земля Франца Иосифа). Обозначено (римские цифры):

(I) ‒ литостратиграфический разрез (по [27, 33, 71, 72]);

(II) ‒ положение отбора образцов горных пород (Песч. Ap – образцы песчаника, отобранные для проведения трековое датирование апатита, Песч. U‒Pb – возраст (млн лет) зерен обломочного циркона из образцов песчаника (по [33]); Дол. (K‒Ar) – возраст (млн лет) образов из силлов долеритов (по [60, 96]), Дол. U‒Pb – возраст (млн. лет) цирконов и бадделеита из образов силлов долеритов (по [58]));

(III) ‒ результаты измерений отражательной способности витринита (R°_vt) (по [7, 71]) и линия тренда степени преобразованности органического вещества;

(IV) ‒ результаты измерений T_max C° по Rock-Eval (по [7, 71]);

(V) ‒ кривая современной температуры (каротаж).

1–4 – породы: 1 – аргиллиты, 2 – песчаники, 3 – алевролиты, 4 – изверженные; 5–6 – тип цемента: 5 – кальцитовый, 6 – доломитовый; 7–12 – текстуры пород: 7 – слоистая, 8 – перекрестно-косая, 9 – бугристо-перекрестная косая, 10 – следы биотурбации, 11 – текстура нагрузки, 12 – знаки ряби; 13 – фауна, 14 – растительный детрит, 15 – растительные остатки; 16–17 – конкреции: 16 – пиритовые, 17 – сидеритовые; 18 – слюда; 19 – уголь; 20 – положение и номера образцов отобранных для проведения трекового датирования апатита; 21 – положение образцов песчаника, для которых определен возраст зерен обломочного циркона; 22‒23 – положение образцов из силлов для которых определен возраст методом: 22 ‒ K‒Ar, 23 – U‒Pb (цирконы и бадделеит); 24 – положение образцов измерений отражательной способности витринита (R°_vt), которые использованы для расчета тренда степени преобразованности органического вещества; 25 – положение образцов измерений отражательной способности витринита (R°_vt), которые не использованы для расчета тренда степени преобразованности органического вещества; 26 – положение образцов измерений T_max C° по Rock-Eval (по [7, 71]); 27‒32 – стадии преобразованности органического вещества: ПК – протокатагенез, MК – мезокатагенез (по [7]): 27 – ПК₁, 28 – МК₁, 29 – МК₂, 30 – МК₃, 31 – МК₄, 32 – МК₅.

Лито-стратиграфическое расчленение разреза скважины было выполнено серией работ, не имевших, однако, значимых различий [3, 8, 13, 27, 72]. В верхнетриасовой толще выделены глинисто-алевритовые отложения норийского яруса и преимущественно песчано-алевритовые карнийского яруса с прослоями углистых пород и линзами каменных углей. В среднетриасовой толще преобладают алеврито-глинистые разности ладинского и анизийского ярусов.

Датирование обломочного циркона методом U/Pb LA-ICP-MS из 4-х образцов керна показало, что главным источником кластического материала для Северо-Баренцевоморского осадочного бассейна в среднем-позднем триасе являлись породы Уральского складчатого пояса [33] (см. рис. 3). Основной снос происходил с юга и юго-востока.

Параметрическая скважина вскрыла шесть интрузивных тел мощностью от 3 до 87 м (см. рис. 3). Магматические породы представлены долеритами, микродолеритами, микропегматитовыми габбро и оливиновыми габбро-долеритами [8]. Широкий возрастной интервал формирования интрузий с ~ 133 до 60 млн лет получен K‒Ar методом по валу [9, 36, 60].

Определения U/Pb по цирконам и бадделеиту, полученные для силла мощностью 85 м, показали возраст 122.7 ± 0.3 млн лет, что отвечает представлениям о кратковременном одноэтапном извержении в начале мела [1, 58, 145].

Результаты исследований катагенетических преобразований органического вещества по данным измерения отражательной способности витринита, пиролитических характеристик керогена показали высокую степень преобразования органического вещества в осадочных породах, расположенных в интервале глубин 940‒1030 м (см. рис. 3) [7, 71].

Данными бурения в этом интервале глубин не вскрыты магматические объекты, но, возможно, магматическое тело (дайка (?)) расположено вблизи ствола скважины. Это предположение подтверждается хромато-масс-спектрометрическим изучением распределения углеводородных молекулярных маркеров, которое показало высокую степень преобразования органического вещества в осадочных породах [23].

Поэтому в обсуждаемом интервале глубины 940‒1030 м для исследования нами были отобраны два образца песчаника (SEV3, SEV4) с глубины ниже 1030 м (см. рис. 3).

ТРЕКОВОЕ ДАТИРОВАНИЕ ОБРАЗЦОВ АПАТИТА ИЗ КЕРНА СКВ. СЕВЕРНАЯ

Восемь образцов песчаников из керна скважины Северная (о. Грэм-Белл, арх. Земля Франца-Иосифа) были отобраны с разных глубинных и стратиграфических уровней для выделения мономинеральных фракций апатита (табл. 1, см. рис. 3).

Таблица 1. Образцы песчаника для трекового датирования апатита из керна скв. Северная

Примечание. ⁽ⁱ⁾ ‒ Возраст пород (по [72]);

⁽ⁱⁱ⁾ ‒ интервал возраста [57], использованный для термического моделирования;

⁽ⁱⁱⁱ⁾ ‒ R₀ ‒ отражательная способность витринита (по [7]);

^(iv) ‒ Т°C ‒ современная температура по каротажным данным;

^(v) ‒ EDM ‒ метод внешнего детектора, FT-U/Pb LA-ICP-MS ‒ комбинированное трековое и U/Pb LA-ICP-MS датирование.

Использование трекового датирования апатита для реконструкции термической истории отложений, связанной с погружением и эксгумацией, основано на том, что треки деления ²³⁸U образуются с практически постоянной скоростью и начальной длиной трека [91, 149].

В апатите все треки деления полностью отжигаются при температуре выше ~ 110°C и, частично, в зоне частичного отжига в интервале температур от ~ 60°C до ~ 110°C [74, 93, 99]. Ниже температуры ~ 60°C треки деления в апатите стабильны и отжигаются очень медленно [84].

Апатит из шести образцов датирован методом внешнего детектора в Стэнфордском университете (Stanford University, Stanford, California, USA) (аналитик А.В. Соловьев), апатит из двух образцов датирован комбинированным методом трекового и U/Pb LA-ICP-MS датирования в компании GeoSep Services ((GSS), Moscow, Idaho, USA) (аналитик Paul O’Sullivan). При моделировании термальной истории отложении по трековым данным использовалась программа HeFTy v.1.8.0.64 [117].

Лабораторные методики трекового анализа

Проведено выделение монофракций акцессорных апатитов из песчаников керна в лаборатории минералогического и трекового анализа ГИН РАН (г. Москва, Россия) (аналитик Т.Б. Афонина) с использованием стандартных методик плотностной и магнитной сепарации.

Метод внешнего детектора. Нами проведено датирование зерен апатита из шести образцов керна SEV1, SEV2, SEV4, SEV5, SEV6, SEV7 (табл. 2, табл. 3). Протравливание образцов апатита проводилось в течение 20 сек в азотной кислоте (HNO₃), отвечающей высшей степени окисления азота (+5) при T = 20°C. Датирование зерен образцов апатита производилось с использованием мусковита в качестве детектора. Облучение образцов проводилось в реакторе Mark II TRIGA Университета штата Орегон (Oregon State University (OSU), Corvallis, Oregon, USA).

Таблица 2. Данные о трековом возрасте и длине треков в апатите из керна скв. Северная, полученные методом внешнего детектора (EDM)

Примечание. Образцы были облучены в потоке тепловых нейтронов ~ 8 × 10¹⁵ нейтрон/см² (реактор Mark II TRIGA) в Oregon State University (Corvallis, Oregon, USA);

одновременно с образцами были облучены возрастные стандарты и стекло-дозиметр с известным содержанием урана (CN-1 для апатита);

при подсчете треков использован микроскоп Zeiss Axioskop (Carl Zeiss AG, Oberkochen, Germany) с автоматизированной системой и цифровой планшеткой;

максимальное увеличение 1562.5×;

сухой метод, где ρ_s ‒ плотность треков спонтанного деления ²³⁸U (×10⁶ треков на см²), N_s ‒ количество подсчитанных треков спонтанного деления, ρ_i ‒ плотность треков индуцированного деления ²³⁵U во внешнем детекторе в мусковите (×10⁶ треков на см²), N_i ‒ количество подсчитанных треков индуцированного деления, P_(χ2) ‒ вероятность χ² (по [89, 98]), ρ_d ‒ плотность треков индуцированного деления во внешнем детекторе, прилегающем к дозиметрическому стеклу (×10⁶ треков на см²);

N_d – количество подсчитанных треков при определении ρ_d;

No len ‒ количество измеренных длин треков;

Std_dev ‒ стандартное отклонение распределения длин треков;

интервал D_par ‒ диапазон значений D_par, измеренных во всех датированных кристаллах и во всех кристаллах, в которых были измерены длины треков (по [117]);

средний возраст (по [90]) рассчитан по методу Z-калибровки, Zeta ‒ 327.6 (по [106]) в Stanford University (Stanford, California, USA) (аналитик А.В. Соловьев).

Таблица 3. Данные о трековом возрасте апатита в керне скв. Северная, полученные методом комбинированного трекового и U/Pb LA-ICP-MS датирования

В качестве мониторов нейтронного потока использовались дозиметрические стекла CN5 с мусковитовыми внешними детекторами. Внешние детекторы протравливались в 48%-м растворе плавиковой кислоты (HF). Подсчет треков производился на микроскопе Zeiss Axioskop (Carl Zeiss AG, Oberkochen, Germany) с объективом 100×, тубусным фактором 1.25×, окулярами 10×, в проходящем и отраженном свете на автоматизированном столе Kinetek (Kinetek, Stanford, California, USA) [73].

Проводилось датирование зерен апатита только с осями “c”, субпараллельными плоскости предметного стекла. Возраст рассчитывался с использованием калибровочного коэффициента Zeta, равного 327.6. Длина треков измерялась только в зернах апатита с осями “c”, субпараллельными плоскости предметного стекла, при этом измерялись только горизонтальные треки (в пределах ± ~ 5‒10°) по протоколам [62, 124]. Длина треков измерялась с помощью компьютерного планшета и трубки, откалиброванной по микрометру [73]. Также измерялись углы наклона треков к осям “c” и размеры сечения трека D_par по протоколам [117].

Комбинированное трековое и U/Pb LA-ICP-MS датирование [103]. Нами проведено датирование зерен апатита из двух образцов керна SEV1A, SEV3 с использованием методов обработки и анализа образцов [63] (табл. 4).

Таблица 4. Данные о длине треков в апатите из керна скв. Северная

Подготовка шашек с апатитом, подсчет треков спонтанного деления и измерение длины горизонтальных треков проводились с использованием неполяризованного света при 2000-кратном увеличении.

Измерение изотопных отношений в апатитах для определения возраста проводилось с помощью масс-спектрометра Element-2 (ThermoFinnigan, San José, California, USA).

Анализ данных трекового датирования

Для реконструкции термической истории осадочных пород по трековому датированию апатита были отобраны восемь образцов песчаников из отложений с возрастным диапазоном от среднего (анизийского) до позднего (норийского) триаса (глубины от 633.5 до 2689 м) (см. рис. 3, см. табл. 1).

Трековые возрасты апатита (230 млн лет и древнее) из образцов SEV1 и SEV1A, отобранных с глубин выше ~ 700 м, древнее возраста опробованных отложений (поздний триас, поздний норий), таким образом, апатит не испытал отжига треков. Значит, эта часть разреза не подвергалась воздействию палеотемператур (~ 80‒120°С) после осадконакопления.

Трековый возраст апатита из образцов, отобранных ниже ~ 700 м (средний и поздний триас), моложе ~ 190 млн лет, треки в апатите испытали отжиг.

Трековый возраст апатита закономерно уменьшается с увеличением глубины отбора керна (рис. 4).

Рис. 4. График распределения трековых возрастов апатита из скв. Северная на о. Грэм Белл, арх. Земля Франца Иосифа.

График показывает классическую форму эксгумированной зоны частичного отжига (PAZ ‒ Partial Annealing Zone) (по данным [85, 86, 91]), трековый возраст (±1σ) приведен в зависимости от глубины отбора пробы.

Показано: репрезентативные распределения длин треков с номерами образцов (средняя длина (мкм) и стандартное отклонение (мкм)); нижняя граница (звездочка красным) эксгумированной зоны частичного отжига указывает на начало быстрой эксгумации.

График распределения трековых возрастов апатита имеет классическую форму, характерную для эксгумированной зоны частичного отжига.

Резкое изменение наклона прямой на графике распределения возрастов показывает переход (~ 90 млн лет назад) от этапа относительной температурной и тектонической стабильности к этапу эксгумации с бо́льшей скоростью (крутой склон) [85, 86] (см. рис. 4).

Интерпретация трековых возрастов апатита из скв. Северная показала, что отложения среднего и верхнего триаса находились в пределах зоны частичного отжига (~ 80‒120°С) в юрско-раннемеловом периоде, а ускорение эксгумации происходило в позднем мелу (~ 90 млн лет назад) (см. рис. 4).

Трековые данные позволяют дать предварительную оценку скорости эксгумации в позднемеловом периоде ~ 75 м/млн лет (в интервале между 90 и 70 млн лет назад).

На основе моделирования с использованием программы HeFTy 1.8.0.64 [117] данные трекового датирования апатита из скв. Северная свидетельствуют о том, что разрез среднего-верхнего триаса был погребен до максимальных (возможно, близких к максимальным) палеотемператур в юре‒начале нижнего мела (рис. 5).

Рис. 5. Результаты трекового анализа апатита из образцов, отобранных из керна скв. Северная на о. Грэм-Белл, арх. Земля Франца-Иосифа.

(а)‒(е) ‒ Образцы: (а) – SEV1, (б) – SEV2, (в) – SEV4, (г) – SEV5, (д) – SEV6, (е) – SEV7.

Модели построены с использованием программы HeFTy [117].

Обозначено: GOF (goodness of fit) – достоверность соответствия.

1‒2 ‒ соответствие модели: 1 – хорошее, 2 – приемлемое; 3 – средневзвешенная траектория образца; 4 – объединенный трековый возраст; 5 – начало эксгумации.

Разрез ниже ~ 700 м подвергся воздействию повышенных палеотемператур, достаточных для полного отжига треков в апатитах, в то время как образцы расположенные гипсометрически выше (~ 700 м) не испытали отжига треков в апатите. Затем весь разрез подвергся медленному охлаждению (эксгумации) в раннем мелу с ускорением в позднем мелу ~ 90 млн лет назад (см. рис. 5).

Очевидное проявление позднемеловой (~ 95‒88 млн лет) эксгумации пород на обширной площади западной Арктики, коррелируемое по времени (~ 96‒89 млн лет) с широко проявленным магматизмом в бассейне Свердрупа Арктического Канадского архипелага, на хребте Альфа и северной части Верхоянского складчато-надвигового пояса вблизи побережья моря Лаптевых, хорошо совпадает со временем распространения рифтогенеза из Северной Атлантики в Арктический бассейн [25, 61, 79, 80, 114, 148, 165] (рис. 6, рис. 7, а, б).

Рис. 6. Установленные позднемеловые (сеноман‒коньяк) проявления эксгумации пород c возрастом 95‒90 (88) млн лет и магматизма c возрастом 98‒88 млн лет в Арктике, на побережье Северной Атлантики, на севере Тихоокеанской окраины Азии и Северной Америке. Цифровая основа рельефа IBCAO v.4 (по [111]).

Эксгумация пород c возрастом 95‒90 (88) млн лет (по [4, 66, 67, 97, 101, 102, 109, 110, 119, 126, 148, 167]).

Проявление магматизма c возрастом 98‒92 для: о. Элсмир и о. Аксель Хейберг (по [61, 79, 80, 118, 157, 163]) для: Амеразийского бассейна (по [114, 132, 164]); восточного сектора Арктики, а также территорий, прилегающих к морю Лаптевых, и Тихоокеанских окраин России, Аляски и Северо-Американских Кордильер (по [38, 127, 128, 129, 147]).

Установленные проявления магматизма в Амеразийском бассейне иного возраста или не датированные (по [22, 31, 49, 94, 108, 132, 162]).

Положение магматических объектов, выделяемых по сейсмическим данным (по [22, 122, 137]); рифтогенные структуры залива Баффина (по [40, 98, 138]); позднеюрские‒раннепалеогеновые бассейны северной части Норвежско-Гренландского бассейна (по [82, 83, 92)]); главные трансформные разломы в пределах Арктического бассейна (по [21]); контур рифтогенной системы моря Лаптевых (по [2, 28, 29, 69, 70]); ключевые элементы Тихоокеанских окраин России, Аляски и Северо-Американских Кордильер (по [38]).

Показано положение рис. 7 (рамка белым).

Баренцево море: ШП – арх. Шпицберген, ЗФИ – арх. Земля Франца-Иосифа;

Море Лаптевых: НО – Новосибирские острова, ХЛТР – Хатанго-Ломоносовская трансформная граница;

Залив Баффина: Б ‒ остров Байлот, ГМЗ ‒ грабен залива Мелвилл, БК ‒ бассейн Кивиок, БКР ‒ бассейн Кэрри, БСВ – бассейн Северных вод;

Бассейн Свердрупа: АХ – остров Аксель-Хейберг, ЭЛ – о. Элсмир, ЗРОХ ‒ зона разломов озера Хазен, ВИК ‒ интрузивный комплекс Вутон, ЗГМАХ – западный гравиметрический максимум о. Аксель-Хейберг, ДПМ ‒ дуга принцессы Маргарет, ГМПХ ‒ гравиметрический максимум плато Хазен;

Арктический бассейн: ВАМП ‒ Высоко-Арктическая магматическая провинция по магнитным данным (по [139]), (полупрозрачная заливка бледно-желтым), ОГ – Отрог Геофизиков, OХ – отрог Хеали, ОН ‒ отрог хребета Нортвинд;

ОЧВП – Охотско-Чукотский вулканогенный пояс, (по [38]), (полупрозрачный красный фон).

1‒3 – залив Баффина и прилегающая суша: 1 – мел‒кайнозойские осадочные бассейны, 2 – бассейны, формирование которых началось в раннем мелу, 3 – основная область распространения палеогенового магматизма в заливе Баффина;

(5‒11) шельфовые и склоновые области и структуры северо-востока Гренландии, Скандинавии и запада Баренцева моря ‒ 4‒5 – рифтогенные бассейны: 4 ‒ позднемеловые‒палеоценовые, 5 – позднеюрские‒раннемеловые; 6‒7 – области распространения магматических проявлений: 6 ‒ магматических потоков неопределенного возраста (нижний палеоген (?)), 7 – сейсмокомплексов типа SDRs; (8‒9) шельфовые и склоновые структуры: 8 ‒ поднятия, 9 – впадины; 10 – область распространения вулканических пород c возрастом 105‒60 млн лет (Берингов пролив и Аляска); 11‒16 ‒ разломы: 11 – нормальные (залив Баффина, шельфовые и склоновые структуры северо-востока Гренландии, Скандинавии и запада Баренцева моря), 12 – сжатия (грабен залива Мелвилл, Гренландская часть залива Баффина), 13 – коровые (о. Элсмир, хр. Брукса), 14 – трансформные, 15 – предполагаемое продолжение трансформного разлома; 16 – предполагаемое положение конвергентной границы в период 105‒60 млн лет; 17‒19 – направление сжатий и растяжений: 17 ‒ генеральное направление сжатия, 18 – генеральное направление растяжения, 19 – растяжение в локальных структурах; 20 – сжатие в локальных структурах; 21 – контур рифтогенной системы моря Лаптевых; 22 – положение осей отрицательных гравиметрических аномалий в редукции в свободном воздухе в Амеразийском бассейне; 23 – предполагаемые сегменты оси растяжения в период времени 92‒88 млн лет; 24 – Северный полюс; 25 – положение скважины бурения AXEC на хр. Ломоносова; 26 – гнейсовый гранит с этапом внедрения ~ 95‒90 млн лет; 27 – проявление магматизма основного состава в Амеразийском бассейне (не датированные или возрастом отличным от ~ 98‒89 млн лет); 28 – эксгумация пород c возрастом 95‒90 млн лет (88 млн лет для северо-западной части Шпицбергена); 29‒30 – датированные магматические породы c возрастом: 29 ‒ ~ 98‒93 млн лет, 30 – ~ 92‒89 млн лет; 31 – проявление магматических объектов по сейсмическим данным.

Рис. 7. Установленные позднемеловые (сеноман‒коньяк) проявления эксгумации пород c возрастом 95‒90 (88) млн лет и магматизма c возрастом 98‒88 млн лет в Арктике.

(а) ‒ рельеф IBCAO v.4 (по [111]),

(б) ‒ гравитационные аномалии в редукции в свободном воздухе проекта WGM (по [46]).

Баренцево море: ШП – арх. Шпицберген, ЗФИ – арх. Земля Франца-Иосифа;

Море Лаптевых: НО – Новосибирские острова;

Залив Баффина: Б ‒ остров Байлот, ГМЗ ‒ грабен залива Мелвилл, БК ‒ бассейн Кивиок, БКР ‒ бассейн Кэрри, БСВ – бассейн Северных вод;

Бассейн Свердрупа: АХ – остров Аксель-Хейберг, ЭЛ – о. Элсмир, ЗРОХ ‒ зона разломов озера Хазен, ВИК ‒ интрузивный комплекс Вутон, ЗГМАХ – западный гравиметрический максимум о. Аксель-Хейберг, ДПМ ‒ дуга принцессы Маргарет, ГМПХ ‒ гравиметрический максимум плато Хазен;

Арктический бассейн: ОГ – Отрог Геофизиков, OХ – отрог Хеали, ОН ‒ отрог хребета Нортвинд;

ОЧВП – Охотско-Чукотский вулканогенный пояс (полупрозрачный красный фон), по [38].

1‒3 – залив Баффина и прилегающая суша: 1 – мел‒кайнозойские осадочные бассейны, 2 – бассейны, формирование которых началось в раннем мелу, 3 – основная область распространения палеогенового магматизма в заливе Баффина;

(5‒11) шельфовые и склоновые области и структуры северо-востока Гренландии, Скандинавии и запада Баренцева моря – 4‒5 – рифтогенные бассейны: 4 ‒ позднемеловые‒палеоценовые, 5 – позднеюрские‒раннемеловые; 6‒7 – области распространения магматических проявлений: 6 ‒ магматических потоков неопределенного возраста (нижний палеоген (?)), 7 – сейсмокомплексов типа SDRs; 8‒9 – шельфовые и склоновые структуры: 8 ‒ поднятия, 9 – впадины; 10 – бассейн Свердрупа (карбон‒мел); 11‒13 ‒ разломы: 11 – нормальные (залив Баффина, шельфовые и склоновые структуры северо-востока Гренландии, Скандинавии и запада Баренцева моря), 12 – сжатия (грабен залива Мелвилл, Гренландская часть залива Баффина), 13 – коровые (о. Элсмир); 14 – контур рифтогенной системы моря Лаптевых; 15 – положение осей отрицательных гравиметрических аномалий в редукции в свободном воздухе в Амеразийском бассейне; 16 – предполагаемые сегменты оси растяжения в период времени 92‒88 млн лет; 17 ‒ направление растяжения, 18 – верхнемеловая система локальных бассейнов типа пулл-апарт; 19 – положение сейсмических профилей (AWI91090 и AWI91091 по [116]), ARC по [23]); 20 – Северный полюс; 21 – положение скважины бурения AXEC на хр. Ломоносова;

22 – эксгумация пород c возрастом 95‒90 млн лет (88 млн лет для северо-западной части Шпицбергена); 23‒24 – датированные магматические породы c возрастом: 23 ‒ ~ 98‒93 млн лет, 24 – ~ 92‒89 млн лет.

РИФТИНГ В ИНТЕРВАЛЕ СЕНОМАН‒КОНЬЯК (~ 96‒88 млн лет)

Рифтогенный этап Северной-Атлантики

В северном сегменте Северной Атлантики между Гренландией и Евразией сопряженные континентальные окраины Северной Атлантики отражают долгую и сложную историю пост-каледонских многочисленных этапов континентального растяжения, сопровождавшихся образованием рифтогенных бассейнов. Самые ранние этапы растяжения в восточном сегменте Северной Атлантики происходили в среднем карбоне, карбоне‒перми и перми‒триасе [64].

На сформированные рифтогенные структуры ранних этапов растяжения наложились более поздние этапы растяжений, происходивших в позднем триасе–ранней юре, поздней юре–раннем мелу и в позднем мелу‒раннем палеогене [47, 82, 83].

Согласно плитотектоническим реконструкциям активная фаза континентального растяжения между Гренландией и Евразией началась в поздней юре ~ 200 млн лет назад [43]. В северной части Норвежско-Гренландского бассейна отчетливо фиксируются два последних этапа растяжения, происходивших в поздней юре‒раннем мелу и позднем мелу‒раннем палеогене [45, 82, 83] (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

Начало позднемелового этапа растяжения коррелируется с сеноман‒туронским (~ 95‒90 млн лет назад) этапом эксгумации пород восточно-северного побережья о. Гренландия и о. Медвежий, который расположен в центральной части западной окраины Баренцева моря [109, 110, 167] (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

В позднем мелу Гренландская и Евразийские плиты между арх. Шпицберген и северо-востоком о. Гренландия соединялись сухопутным мостом [156, 158]. Деформация континентального моста началась в позднем мелу ~ 88‒80 млн лет назад как результат начала активного рифтинга в системе Лабрадорское море‒залив Баффина западнее о. Гренландия и одновременным рифтингом в Норвежско-Гренландском бассейне восточнее о. Гренландия [69, 104, 120]. Данное событие четко фиксируется началом эксгумации пород северо-западной части арх. Шпицберген (~ 88 млн лет назад) и северо-восточного побережья Гренландии (115 (95 (?)‒90 млн лет назад) [66, 67, 109, 110] (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

Начальная стадия растяжения литосферы между будущими независимыми Северо-Американской и Гренландской литосферными плитами началось в поздней юре (возможно, в раннему мелу (~ 140‒130 млн лет назад)) [51, 123].

Лабрадорское море и залив Баффина, возникшие в результате рифтинга и последующего спрединга, можно отнести к западной ветви Северной Атлантики. Согласно плитотектоническим реконструкциям, активная фаза растяжения в рассматриваемом сегменте наступила в раннем мелу ~ 120 млн лет назад [45, 104].

Раннемеловой рифтогенез привел к отложению обломочных осадочных пород в полуграбенах и грабенах вдоль юго-западной окраины о. Гренландия и расположенной напротив Канадской окраине (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

Гренландская северо-восточная часть залива Баффина в период мела‒раннего палеоцена подверглась интенсивному растяжению и рифтингу, что привело к образованию заполненной осадками сложной системы сопряженных грабенов северо-западного простирания в заливе Мелвилл, параллельных береговой черте [100].

В результате эпизодического рифтинга сформировались осадочные бассейны, разделенные хребтами [100] (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

В самом крупном бассейне – грабене залива Мелвилл ‒ мощность осадков достигает > 13 км [166]. В расположенном западнее залива Мелвилл бассейне Кивиок мощность осадков достигает > 10 км [100]. Глубинные сейсмические исследования показывают сильно сокращенные мощности континентальной коры ~ до 14 км в грабене залива Мелвилл, что близко по значениям в области перехода континент‒океан и ~ 18 км в бассейне Кивиок [40].

Нижняя осадочная толща, выделяемая в бассейне Кивиок и грабене залива Мелвилл, не вскрыта бурением, поэтому ее стратиграфическая привязка основана на общих тектонических представлениях о развитии региона. Самые низы осадочной толщи могли быть сформированы в дорифтовый этап, начиная с палеозоя. Залегающие немного выше осадки и составляющие основной объем толщи, относятся к синрифтовой стадии раннемелового‒раннесеноманского возраста [100].

Было сделано предположение о метаморфизованности осадочных пород данной толщи и наличии интрузий [100]. Это подтверждается результатами глубинной сейсморазведки, фиксирующими скорости от 4.5 до 4.9 км/с при максимальной мощности данной толщи в грабене залива Мелвилл ~ 7 км [40]. Кровля толщи рассматривается как региональное несогласие, вероятно, мезозойского возраста и условно принимается как граница верхнего и нижнего мела или проводится в нижнем сеномане (~ 98 млн лет) [39, 100].

На сейсмических профилях вышезалегающая верхнемеловая толща мощностью до 6 км, прослеживающаяся в грабене залива Мелвилл и в бассейне Кивиок, резко утоняется (почти до исчезновения) на хребтах хр. Мелвилл и хр. Кивиок. Драгирование пород на склонах хребтов в заливе Мелвилл показывает значительное присутствие верхнемеловых (сеноман‒турон) отложений [146]. Возраст кровли данной толщи принимается как верхний мел [146].

Осадки формировались в период синрифтовой стадии, но во время ее формирования существовали периоды тектонического затишья, в результате которых внутри толщи образовались сейсмические пачки с субпараллельными отражениями [100].

Сейсмические данные четко фиксируют тектоническое событие, вызвавшее появление контрастного горизонта, отделяющего нижнюю осадочную толщу (нижнемеловая‒нижнесеноманская) от расположенной выше (сеноман‒мел, верхние отложения мела) [100]. В нижней осадочной толще выделяется классическая система разломов, связанная с растяжением.

В пределах всего разреза нижней осадочной толщи отчетливо прослеживается система разломов, связанная со сжатием, и которая не прослеживается в залегающей выше осадочной толще. Узкие вытянутые бассейны, заложенные в мелу и имеющие признаки инверсии/инверсий (?), расположены к северо-западу от грабена залива Мелвилл и простираются до бассейна Кэри [100, 102].

Относительно глубокий ~ 5 км бассейн Кэри, ориентированный с юга на север, также несет следы интенсивной инверсии и наложение структур цветкового типа [107]. К северу от бассейна Кэри между северо-западным побережьем о. Гренландия и юго-западным побережьем о. Элсмир расположен неглубокий ~ 3 км бассейн Северных вод, ориентированный с северо-запада на юго-восток [140]. В этом районе на побережье о. Элсмир установлена эксгумация пород, начавшаяся в туроне ~ 90 млн лет назад [101].

Формирование осадочного бассейна Свердрупа

Севернее о. Гренландия и залива Баффина расположены острова Королевы Елизаветы Канадского Арктического архипелага, в пределах которых расположен бассейн Свердрупа, представляющий внутрикратонный бассейн постэлсмирского орогенеза [155]. Он протягивается на ~ 1300 км в длину при максимальной ширине до 400 км и заполнен ассоциацией карбонатных и обломочных осадочных пород, начиная с карбона и заканчивая палеогеном, суммарной мощностью до 15 км [76]. Последний этап накопления грубообломочных осадков в бассейне Свердрупа происходил в конце мела–раннем олигоцене [80].

Формирование бассейна Свердрупа завершается неморской формацией Эврика‒Саунд, локально контролируемой системами разломов позднемелового и палеогенового периода Эвриканского орогенеза [141, 150]. Эти системы разломов часто представляют реактивированные элсмирские и более древние структуры [144].

Самая верхняя последовательность от неогена до недавнего времени ‒ Арктическая прибрежная равнина ‒ представляет собой клин углубляющихся в сторону моря речных и морских толщ, отложившихся вдоль современной северной пассивной континентальной окраины.

Большая часть мезозойского разреза прорвана меловыми силлами и дайками основного, субщелочного и щелочного состава, относящимися к Высоко-Арктической магматической провинции (HALIP) [61, 77, 79]. Согласно результатам геохронологического обобщения, фиксируют три этапа магматической активизации, имеющие возраст [61]:

• 122 ± 4 млн лет (первый этап);
• 95 ± 4 млн лет (второй этап);
• 81 ± 4 млн лет (третий этап).

Первый этап затронул значительную площадь Арктики, проявившись на архипелагах Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, островах Де-Лонга [58, 79, 80, 145].

Второй этап позднемелового сеноман‒туронского магматизма с возрастом 95 ± 4 млн лет [61] широко проявлен в бассейне Свердрупа (см. рис. 6; см. рис. 7, а, б).

На о. Аксель Хейберг в глинистых сланцах и тонкозернистых песчаниках выделяются субаэральные потоки толеитовых и субщелочных базальтов, относящихся к формации Стрэнд Фьорд, стратиграфически датируемой поздним альбом–ранним сеноманом [76, 77]. С данным этапом магматизма связано формирование самого большого объема изверженных пород в пределах бассейна Свердрупа [77].

В восточной части о. Аксель Хейберг мощность формации достигает 250 м, при этом ее мощность на западе и севере острова доходит до 800 м. Абсолютный возраст толеитовых базальтов формации Стрэнд Фьорд, полученный методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar (95 ± 0.2 млн лет), подтверждается датированием бадделеита U‒Pb методом (95.18 ± 0.35 и 95.41 ± 0.12 млн лет), выделенного из образцов, отобранных из дайки диабаза и силла габбро на западном побережье о. Аксель-Хейберг [118, 157].

Согласно работе [79], нижний возрастной интервал формации Стренд Фьорд, полученный методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar, составляет 100.7 млн лет, но характеризуется значительной погрешностью определения в ± 5.8 млн лет, что позволяет считать данную датировку близкой к возрасту 95 млн лет.

Верхний возрастной интервал, полученный методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar для образца толеитовых лав, отобранных на западном побережье о. Аксель-Хейберг, составляет 80.70 ± 1.1 млн лет [163]. Однако положение мест отбора проб достаточно близко к точке отбора образов возрастом ~ 95 млн лет, полученных методом U‒Pb [118]. На северо-западном побережье о. Аксель-Хейберг известны датировки образцов из близкорасположенных толеитовых лав методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar с возрастом 80.7 ± 1.1, 92.3 ± 1.1 и 96.1 ± 1.9 млн лет [163].

На о. Элсмир аналогом формации Стренд Фьорд острова Аксель Хейберг является формация Хассель, сформированная в позднем альбе‒раннем сеномане и представленная неморскими мелкозернистыми слабосцементированными белыми кварцевыми песчаниками, базальтами, глинистыми породами и углем, отложившимися в дельтовой обстановке [142].

Формация Хассель несогласно перекрывается верхнепалеоценовыми и олигоценовыми обломочными отложениями мощностью до 900 м группы Эврика Саунд [126]. Для западного побережья о. Элсмир возраст толеитовых интрузий, полученный методом U‒Pb, составляет 91.7 ± 1.1 и 91.7 ± 1 млн лет и совпадает с определением, полученным методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar ‒ 91.7 ± 0.1 [59]. Возраст базальтовых даек и силлов, отобранных в районе зоны разломов оз. Хазен и определенный методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar, колеблется в диапазоне 98.2 ± 4–97.9 ± 4 млн лет [79].

На северном побережье о. Элсмир известен интрузивный комплекс Вутон, представляющий бимодальную щелочную плутоническую ассоциацию, включающую роговообманковые габбро, микрограниты и кварцевые сиениты. Комплекс слагает структуры северо-восточного простирания и тектонически контролируется ранее образованными разломными зонами. Согласно U/Pb датированию цирконов комплекс внедрился в короткий временной интервал – 93–92 млн лет назад [80].

В центральной части северного побережья о. Элсмир базальтовые потоки и вулканические брекчии выделяются в вулканический комплекс щелочного состава Хансен Поинт [79]. Низы разреза представлены базальтовыми брекчиями и туфами, а вышележащая часть – преимущественно субаэральными потоками базальтов.

В соответствии ⁴⁰Ar/³⁹Ar данными возраст вулканитов данной формации распределяется в диапазоне 83.0 ± 1.8‒73.5 ±2 .4 млн лет, хотя известна датировка базальтовой дайки с возрастом 93.9 ± 1.3 млн лет, что близко к интервалам возраста 96.6 ± 1.6 и 94.3 ± 2.8 млн лет, полученным для расположенных рядом базальтовым дайкам в метаосадках Пирии [79, 80].

Толеитовые и переходные к щелочным базальтовые потоки с возрастом ~ 128–95 млн лет, а также более молодые щелочные бимодальные серии, сформированные около 90 и 80 млн лет назад в северо-восточной части Канадской Арктики, интерпретируются как часть континентальной рифтовой зоны, которая простирается параллельно оси Свердрупской впадины [80]. Этапы интенсивного рифтогенного магматизма, затронувшего и систему хребтов Альфа‒Менделеева, связываются с раскрытием Амеразийского бассейна (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

Проявления магматизма на Тихоокеанском побережье Северной Америки

На Тихоокеанском побережье Северной Америки меловой магматизм в Кордильерах ограничен узкими поясами орогенов побережья и орогенов Оминека/Британской Колумбии [130, 131]. Меловой магматизм в Кордильерах синхронен региональному этапу сжатия земной коры, вызванному субдукцией океанической плиты Изанаги [38].

В интервале между 115 и 95 млн лет назад образовался правосторонний сдвиг в орогене Оминека и левосторонний сдвиг в прибрежном орогене, что привело к транспрессионной обстановке магматизма [52, 134] (см. рис. 6).

Согласно данным [38], по магматизму в прибрежном орогене от юга Канады на север до Аляски происходило внедрение магм I-типа возрастом 118‒90 млн лет. В восточном регионе Оминека Канадских Кордильер примерно в тот же период времени (119–90 млн лет) произошло внедрение гранитов S-типа. В этот интервал времени Кордильеры испытали сокращение земной коры (см. рис. 6).

Проявления магматизма в Амеразийском бассейне

В Амеразийском бассейне Высоко-Арктическая магматическая провинция устанавливается по характеру высокоамплитудного магнитного поля, контрастным отражениям в сейсмической записи, геологическому опробованию и прямым наблюдениям с помощью специальных подводных аппаратов [22, 23, 34, 49, 54, 81, 108, 114, 122, 132, 139, 154] (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

Первые образцы щелочных базальтов были драгированы на хребте Альфа во время экспедиции 1983 г. CESAR (Канада) при проведении наледных работ в рамках программы Полярный континентальный шельф [108, 162]. В центральной части хребта методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar получен возраст базальта 89 ± 1 млн лет [114], что совпадает с изотопными определениями возраста (90.40 ± 0.26 млн лет) лапиллиевых туфов [165].

На траверсе интрузивного комплекса Вутон находится центральная часть хр. Альфа, которая четко картируется по хорошо известной системе локальных грабенов, проявленных в рельефе дна и гравиметрических аномалиях (см. рис. 7, а, б).

Можно предположить, что эта сегментированная локальная система сформировалась ~ 95‒90 млн лет назад и является северным продолжением рифтогенной системы залив Баффина‒острова Аксель-Хейберг и Элсмир.

Прямые наблюдения склонов хр. Менделеева с помощью научно-исследовательской подводной лодки (ВМФ МО, Россия) и результаты поверхностного бурения показали, что они пронизаны интрузиями типа даек и силлов баррем–альбского возраста [31, 154]. При этом пик нижнемелового магматизма концентируется в узком диапазоне 110‒114 млн лет назад [154].

В образцах магматических пород обнаружены единичные зерна цирконов с изотопным возрастом 83‒87 млн лет, формирование которых связывается с раскристаллизацией цирконов нижнемелового возраста в результате влияния этапа верхнемелового магматизма, проявленного в пределах Высоко-Арктической магматической провинции.

Между Аляской и хр. Ломоносова расположена яркая и узнаваемая в любых дистанционных данных структура, объединяющая Чукотское плато и хребет Нортвинд [132] (см. рис. 6; см. рис. 7, а, б).

Изотопное датирование методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar низко- и высокотитанистых толеитовых базальтов, драгированных на подводных склонах чуть севернее Чукотского плато и хребта Нортвинд, показало их меловые возрасты (118–112, 105–100 и 90–70 млн лет) [49, 94, 132].

Для отрога Хеали, являющегося северным продолжением Чукотского плато, имеются две датировки 88.98 ± 1.37 и 90.27 ± 1.15 млн лет [132] (см. рис. 6; см. рис. 7, а, б).

Северная область, расположенная между хребтом Нортвинд и Чукотским плато и их продолжениями в Амеразийский бассейн в виде отрогов Нортвинд и Хеали, имеет явные следы растяжения [54], которое в рельефе дна и гравитационных аномалиях отчетливо прослеживается в северном направлении в сторону хр. Альфа (см. рис. 6; см. рис. 7, а, б).

В разрезе осадочного чехла на шельфе Аляски выделяется поверхность несогласия с возрастом ~ 90 млн [95, 102]. Возрастная привязка данной границы частично базируется на результатах термо-геохронологических исследований образцов осадочных пород, отобранных из самой северной скважины Попкорн (см. рис. 7, а).

Согласно полученным оценкам в интервале ~ 90‒65 млн лет фиксируется эксгумация пород [97]. На Тихоокеанском побережье Евразии ~ 106‒76 млн лет назад сформировался окраинно-континентальный Охотско-Чукотский вулкано-плутонический пояс [38]. При этом максимально интенсивная вулканическая деятельность происходила ~ 90–84 млн лет назад [38].

Было проведено комплексное геологическое изучение, включавшее термо-геохронологические исследования, о. Врангеля и расположенной к югу от него прибрежной Чукотки. Формирование плутонов на Чукотке происходило 108–100 млн лет назад, после чего ~ 95 млн лет назад последовало быстрое охлаждение (биотит, ⁴⁰Ar/³⁹Ar) [127]. Поднятие, эрозия и развитие регионального несогласия ~ 89 млн лет назад связывается с ослаблением магматизма в данном районе по мере того, как он переместился на юг, сформировав в тектонической обстановке от нейтральной до слабого растяжения Охотско-Чукотский вулканический пояс [127].

Анализ сейсмических данных в центральной и восточной частях хр. Ломоносова

Как установлено многочисленными геолого-геофизическими исследованиями, хребет Ломоносова является блоком с континентальной корой, который до открытия Евразийского бассейна, начавшегося в раннем палеогене, располагался вдоль северного края современного шельфа Баренцева и Карского морей [8, 23, 26, 41, 48, 112, 115, 116, 119].

Начиная от скважин AСEХ, расположенных примерно в центре хр. Ломоносова, в сторону континентальной окраины Восточно-Сибирского моря хр. Ломоносова достаточно хорошо изучен сейсмическими методами [115, 121, 137] (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

Самая глубокая скважина проекта AСEХ, расположенная вдоль линии сейсмического профиля AWI91090 на хребте Ломоносова, пройдя 404.8 м до уровня кайнозойских отложений, вскрыла породы, залегающие ниже региональной поверхности несогласия, выделяемой на сейсмических профилях [115] (см. рис. 7, а; рис. 8, а).

Рис. 8. Фрагмент композитного сейсмического профиля ARC (по [23], с изменениями).

1–2 ‒ тип земной коры: 1 –континентальная редуцированная, 2 – океаническая; 3–5 ‒ осадочный чехол: 3 – верхнекайнозойский, 4 – нижнекайнозойский, 5 – меловой (< 90 млн лет (?)); 6 – контрастные отражения в нижней части отложений – магматические объекты (?); 7 – рельеф дна; 8 – рельеф фундамента; 9 – разломы; 10 – вулкан (?).

Породы представлены уплотненными песками, песчаниками и аргиллитами, содержащими агглютинированные фораминиферы, динофлагеляты, а также споры и пыльцу [44]. Выделенные из отложений этой части разреза динофлагеляты определены как домаастрихтские и кампанские [43]. Над верхнемеловыми породами установлен перерыв в осадконакоплении продолжительностью > 15 млн лет, т.к. вышележащие черные глины по динофлагелятам определены как позднепалеоценовые и их формирование связывается с началом спрединга в Евразийском бассейне [43, 44].

Изучение спорово-пыльцевых комплексов из образцов пород в самой нижней части скважины определяет позднемеловой (маастрихтский)‒палеоценовый (датский) возраст, хотя отмечается, что этот интервал имеет более широкий стратиграфический интервал ‒ кампан‒маастрихтский, возможно, кампан‒датский [10].

При привязке положения скважины ACEX к сейсмическому профилю AWI91090 в самой нижней части разрез скважины попадает в верхнюю часть полуграбена, падающего в сторону Евразийского бассейна, т.е. можно принять кампанский возраст самых нижних отложений, расположенных в полуграбене [116] (рис. 9, а).

Рис. 9. Интерпретация сейсмических профилей AWI91090, AWI91091 и ARC1407A (фрагмент).

Положение профилей ‒ см. рис. 7, а.

(а)‒(в) ‒ Сейсмические профили: (а) – AWI91090, (по [112, 116]); (б) – AWI91091, (по [112, 116]); (в) – ARC1407A (фрагмент), (по [135]).

1–7 ‒ геологические границы: 1 – дно, 2 ‒ граница несогласия (44.4‒18.2 млн лет), 3 – предполагаемое положение границы несогласия (44.4‒18.2 млн лет), 4 ‒ граница несогласия, соответствующая началу спрединга в Евразийском бассейне (57.4 млн лет), 5 – предполагаемое положение границы несогласия, соответствующей началу спрединга в Евразийском бассейне (57.4 млн лет), 6 – характерные отражения в осадочном чехле позднемелового (?) возраста, 7 – акустический фундамент; 7–8 ‒ разломы: 8 – основные, 9 – в палеогеновом (57.4–44.4 млн лет) осадочном чехле.

На близком профиле AWI91091 часть хребта, направленная в сторону Евразийского бассейна, характеризуется усеченным выполнением в полуграбенах, а на противоположной стороне отчетливо прослеживается проградация подстилающих осадков в сторону котловины Макарова [115, 121] (см. рис. 9, б).

Аналогичная картина наблюдается также для сейсмического профиля ARC1407A (см. рис. 9, в).

Выявленное на северо-востоке арх. Земля Франца-Иосифа начало эксгумации пород ~ 90 млн лет назад коррелируется с возрастом начала остывания пород (~ 95 млн лет назад), отобранных на современном склоне хр. Ломоносова со стороны котловины Амундсена и напротив западной части арх. Земля Франца-Иосифа [119] (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

Этот процесс вызвал проградацию осадков со стороны Баренцево‒Карской окраины (ее состав входил хр. Ломоносова) в сторону Амеразийского бассейна, что привело к началу формирования осадков на склоне хр. Ломоносова со стороны котловины Макарова. В этом случае самая нижняя часть осадочного чехла, расположенная выше поверхности акустического фундамента, предположительно, начала формироваться в сеноман‒туроне (~ 95‒90 млн лет).

РЕЗУЛЬТАТЫ

Приведенные данные отчасти совпадают с тем, что для склона хребта Ломоносова в сторону Евразийского бассейна характерны палеоценовые рифты, предшествовавшие началу раскрытия Евразийского бассейна, а для противоположенного склона типичны рифты мелового возраста [23]. Хотя существует различие в интерпретации возраста осадков, т.к. в работе [23] возраст меловых рифтов и, следовательно, нижней части осадочной толщи, принимается апт–альбским (древнее 100 млн лет), синхронным возрасту рифтов бассейна Подводников.

В работе [23] опубликован композитный сейсмический профиль ARC, фрагмент которого начинается в котловине Амундсена, пересекает хр. Ломоносова, террасу Ломоносова, отрог Геофизиков и заканчивается в котловине Подводников (см. рис. 8). По характеру рельефа дна участок между хр. Ломоносова и отрогом Геофизиков назван террасой Ломоносова [23]. По характеру рельефа поверхности акустического фундамента участок относится к локальному рифтогенному бассейну [23], который нами условно назван бассейном Геофизиков.

В центре бассейна расположено локальное поднятие с характерными контрастными отражениями, позволяющими предположить его магматическую природу (вулкан (?)). Рифтогенный бассейн четко прослеживается в гравитационных аномалиях в виде линейного минимума, который продолжается до бровки континентального склона Восточно-Сибирского моря (см. рис. 7, б). Мы предполагаем, что рифтогенный бассейн Геофизиков начал формироваться в сеноман‒туроне (~ 95‒90 млн лет назад) и соединялся с северным окончанием рифтогенной системы хр. Альфа трансформным разломом.

На юге рифтогенный бассейн Геофизиков упирается в выделяемый в некоторых работах [14, 21, 65, 70, 95] предполагаемый Хатанго-Ломоносовский трансформный разлом, вдоль которого происходило перемещение хребта Ломоносова относительно континентальной окраины в период кайнозоя вследствие раскрытия Евразийского бассейна. Не существует единого мнения как в части факта существования, так и в части возраста формирования данного гипотетического трансформного разлома.

На основании российских сейсмических данных, выделен глубокий прогиб Вилькицкого с мощностью осадков до 5.5 км, отделяющий хребет Ломоносова от поднятия Де-Лонга, расположенного в северо-западной части Восточно-Сибирского моря [26]. Подтверждается представление о непрерывности опорных отражающих горизонтов, протягивающихся со стороны шельфа через прогиб Вилькицкого и продолжающихся на хр. Ломоносова, хотя данное утверждение применимо только для верхней части осадочного разреза. В сейсмической записи вертикальные нарушения в средней и нижней частях разреза осадочного чехла в прогибе отождествляются с нормальными разломами, а не трансформными, поэтому оспаривается факт существования Хатанго-Ломоносовского трансформного разлома [26].

В работе [135] допускается возможность трансформного перемещения хребта Ломоносова вдоль восточной части континентальной окраины моря Лаптевых только в период начальной спрединговой истории развития Евразийского бассейна. В соответствии с геодинамической моделью [21] обосновывается существование трансформного разлома с момента начала спрединга в Евразийском бассейне (~ 57 млн лет назад) до замедления спрединга (~ 44 млн лет назад), что связывается с прекращением существования Тихоокеанской плиты Кула.

На основании интерпретации большего количества сейсмических данных, предполагается, что локальные депрессии в осадочном чехле, расположенные над разломами в фундаменте прогиба Вилькицкого, могут быть следами

Хатанго-Ломоносовского трансформного разлома, существовавшего без значительных горизонтальных перемещений [136]. Сейсмический профиль, пересекающий юго-восточную часть Евразийского бассейна, хребет Ломоносова и прилегающую котловину Подводников фиксирует отсутствие нарушений в кайнозойских осадках, что позволяет предположить возможное трансформное перемещение вдоль Хатанго-Ломоносовского разлома только в период доспрединговой истории развития Евразийского бассейна [113, 114] (см. рис. 7, а, б).

В работе [23] предполагается, что на юге продолжением рифтогенного бассейна Геофизиков является Восточно-Анисинский бассейн, расположенный параллельно бровке континентального шельфа, но остается открытым вопрос дальнейшего продолжения оси раскрытия в пределы моря Лаптевых.

Структура шельфа моря Лаптевых представлена серией глубоких рифтов и высоко стоящих блоков фундамента, образующих сложную рифтовую систему. Выделены две основные системы [28, 29]:

• западная система, в которую входят Южно-Лаптевский рифтовый бассейн и Усть-Ленский рифт;
• восточная система, в которую входят Восточно-Лаптевская провинция горстов и грабенов, Бельковско-Святоносский, Анисинский и Новосибирский рифты.

Формирование рифтогенной системы связано с тем, что данный регион в течение последних 70‒60 млн лет являлся одним из сегментов границы Северо-Американской и Евразийской плит в Арктике [11, 70]. Сейсмические данные надежно фиксируют уменьшение мощности осадков в рифтовых бассейнах с запада на восток, что предполагает омолаживание рифтогенеза в восточном направлении в верхнем мелу [12].

Серия плитотектонических реконструкций допускает обратное направление рифтогенной миграции с востока на запад [136], хотя сейсмические данные убедительно свидетельствуют о почти двукратном увеличении глубины западных бассейнов (Южно-Лаптевский рифтовый бассейн и Усть-Ленский рифт), в сравнении с восточными бассейнами (Бельковско-Святоносский, Анисинский и Новосибирский рифты) [69, 70].

Мы придерживаемся предположения о миграции системы в восточном направлении [12].

Западный контур рифтогенной системы моря Лаптевых, представленный в работе [70], незначительно отличается от результатов обобщений, выполненных в рамках составления Государственной геологической карты Российской Федерации масштаба 1:1 000 000 [2, 28, 29]. Южно-Лаптевский рифтовый бассейн (западная система моря Лаптевых) продолжается до северо-западной части области дельты р. Лена [28, 29]. Граница рифтогенной системы в пределах дельты р. Лена выделяется неоднозначно.

В работе [70] в данном сегменте граница проводится вблизи береговой черты р. Лена.

В работе [2] почти вся дельта р. Лена считается затронутой меловым‒кайнозойским рифтогенезом. На южном продолжении Южно-Лаптевского рифтогенного бассейна в северо-западной части верхоянской складчато-надвиговой системы расположены наложенные Кенгдейский, Согинский, Кунгинский, Хара-Улахский и Хорогорский грабены, а также западная часть Быковского грабена, находящаяся в пределах суши [5]. Все они выполнены палеогеновыми континентальными отложениями. Наиболее крупный Кенгдейский грабен длиной около 90 км и шириной до 8‒12 км простирается в северо-северо-западном направлении.

В работе [70] показана корреляция системы рифтов и грабенов моря Лаптевых с региональным аномальным гравитационным полем и, если ориентироваться на него, то самые крупные линейные грабены четко располагаются внутри вытянутой отрицательной аномалии, прослеживающейся на продолжении Южно-Лаптевской рифтогенной системы (см. рис. 7, б).

Вблизи Согинского, Кенгдейскего и Кунгинского грабенов выделяются маломощные, как правило, линейные дайки, относящиеся с Согинскому комплексу, внедрение которых связано с грабенообразованием [5]. Дайки трахибазальтов и субщелочных долеритов имеют мощность 2–50 м, длину 2–7 км и залегают вертикально среди терригенных отложений каменноугольно–пермского возраста, хотя длина одной из даек достигает 18 км. Возраст двух даек, определенный U/Pb методом, составляет 86 ± 4 и 89 ± 2 млн лет, что связывается с начальным проявлением рифтинга, предшествовавшего раскрытию Евразийского бассейна [148].

Поддерживая данную точку зрения, мы предполагаем, что ~ 95‒90 млн лет назад начался континентальный рифтогенез в западной системе рифтов ‒ Южно-Лаптевской, и дальнейшая миграции рифтогенной системы происходила в направлении с востока на запад [12]. В этом случае соединение рифтогенного бассейна Геофизиков с Южно-Лаптевским могло осуществляться по локальному трансформному разлому, который существовал только в период доспрединговой истории развития Евразийского бассейна, как это было ранее предложено в работе [114]. Полагаем, что в начальной стадии рифтогенеза в верхнем мелу не существовало единого трансформного разлома, а соединение происходило по системе локальных бассейнов типа пулл-апарт.

В период спрединговой кайнозойской истории Евразийского бассейна в палеогене происходили изменения направления раскрытия бассейна [88], что могло вызывать непродолжительную по времени реактивацию отдельных сегментов в системе локальных бассейнов типа пулл-апарт и в итоге сформировать Восточно-Анисинский бассейн. В этом случае, самые нижние слои осадочного чехла, выделяемого в северной части Южно-Лаптевской рифтогенной системы и в Восточно-Анисинском бассейне, могут быть представлены континентальными отложениями сеноман‒туронского возраста.

РЕКОНСТРУКЦИЯ ПОЛОЖЕНИЯ РИФТИНГОВОЙ СТРУКТУРЫ

Геодинамическая эволюция восточного сектора Арктики в мелу и кайнозое во многом связана с субдукцией океанической литосферы Тихого океана под северо-восточную окраину Азии [19, 20, 32, 38, 128].

Геодинамическая модель верхнемантийной конвекции под литосферой Арктики и Северо-Восточной Азии достаточно точно объясняет возникновение Евразийского бассейна как результат движения Баренцево‒Карского сегмента Евразийской плиты навстречу плите Кула, субдуцировавшей под окраину Азии [19, 20]. Плита Кула сформировалась из частей Тихоокеанской плиты, Изанаги и Фараллон ~ 83 млн лет назад и вошла в состав Тихоокеанской плиты ~ 40 млн лет назад или полностью субдуцировала ~ 44 млн лет назад [21, 160].

Согласно геодинамической модели, смещение хребта Ломоносова, являющегося блоком континентальной коры, относительно Евразийской окраины вдоль Хатанга-Ломоносовской трансформной зоны, происходило от верхнего палеоцена до середины эоцена и объясняется очень быстрой субдукцией (12 см/год) плиты Кула под Арктику [21]. При этом векторы перемещения плиты Кула были направлены ортогонально к зоне субдукции [21] (см. рис. 6).

Согласно реконструкции для возраста начала раскрытия Евразийского бассейна [21] в нижнем палеогене (~ 57 млн лет назад) предполагается существование двух ограничительных трансформных зон, тянущихся в сторону Тихого океана и ограничивающих Амеразийскую микроплиту, включающую в себя Амеразийский бассейн, Чукотское плато и хр. Нортвинд, значительную часть Чукотского моря и хр. Ломоносова (см. рис. 6).

Первая трансформная зона, начинающаяся от Хатанго-Ломоносовского трансформного разлома, продолжается по бровке континентальных склонов Восточно-Сибирского и северо-западной части Чукотского моря и по 170° в.д. тянется в сторону Тихого океана. Вторая трансформная зона, предположительно, располагалась вдоль современных подножий склонов северной Гренландии и Арктического Канадского архипелага. Южнее начала данной трансфорной зоны в раннем палеогене между Северо-Американской и Евразийской литосферными плитами сформировалась Гренладская плита, просуществовавшая до раннего олигоцена [51, 88, 138, 151].

На севере Северная Атлантика разделяется на две части:

• западная часть – расположена между Северной Америкой и Гренландией ‒ на юге она начинается в Лабрадорском море, в котором спрединг начался ~ 62.5 млн лет назад, и продолжается на север ‒ в залив Баффина, в котором спрединг начался ~ 59 млн лет назад [45, 103, 138];
• восточная часть – расположена между Евразией и Гренландией, спрединг в которой, согласно идентификации линейных магнитных аномалий, начался ~ 57 млн лет назад [87, 92].

Тогда Арктический сектор в начале палеогена в соответствии с реконструкцией, изложенной в работе [21], в глобальном плане можно условно разделить на три сегмента.

• Западный сегмент, включающий часть Северной Америки (за исключением Аляски) и Гренландию. На Тихоокеанском побережье западного сегмента в результате субдукции океанической плиты уже сформировались Северо-Американские Кордильеры, а между восточным побережьем и о. Гренландия образовались рифтогенные бассейны Лабрадорского моря/залива Баффина.
• Центральный сегмент ‒ начинается на Тихоокеанском побережье Аляски и продолжается в Амеразийский бассейн, включая будущий хребет Ломоносова.
• Восточный сегмент, включающий Северо-восточную часть Евразии, на Тихоокеанском побережье которого в результате субдукции океанической плиты сформировался Охотско-Чукотский вулканический пояс, а в пределах Арктического бассейна уже возникла рифтогенная система моря Лаптевых.

Это предположение основано на существенных отличиях геологического строения и времени формирования магматических поясов Тихоокеанских окраин России, Аляски и Северо-Американских Кордильер [38, 128].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В работе [38] отмечены значительные различия магматизма, проявленного вдоль простирания Евразийской окраины России и Тихоокеанского побережья Северной Америки, что связывается с различными тектоническими обстановками и различием субдукционных обстановок.

В период ~ 119‒90 млн лет “укорачивание” земной коры в Тихоокеанском регионе Северной Америки совпадает с первым рифтогенным этапом в западной части Северной Атлантики. Начавшееся ~ 125 млн лет назад движение Северо-Американских Кордильер “навстречу желобу” [38], привело к “освобождению” пространства между Северо-Американской плитой и Гренландией и началу активного рифтинга. Поэтому в дополнение к сформированной к этому времени области растяжения в восточной части Северной Атлантики между Гренландией и Евразией появилась дополнительная область растяжения. Ось растяжения в заливе Баффина могла находиться в пределах грабенов залива Мелвилл (см. рис. 7, а, б).

Произошедшая ~ 95‒88 млн лет назад перестройка движения литосферных плит привела к началу деформации континентального моста, существовавшего между северо-восточной частью о. Гренландии и арх. Шпицберген и появлению разломов сжатия в нижнемеловой‒нижнесеноманской осадочной толще в грабенах залива Мелвилл [69, 100, 104, 120].

Совпадение этапа магматизма и эксгумации пород на севере Северо-Атлантического сегмента ~ 97‒90 млн лет очевидно свидетельствует о резком изменении геодинамического режима в Тихоокеанском секторе, что подтверждается окончанием ~ 90 млн лет назад этапа гранитоидного магматизма в Северо-Американских Кордильерах [38].

Реконструкция истории Тихого океана и его предшественника ‒ гипотетического океана Панталасса ‒ во многом связана с субдукцией более 95% Тихоокеанско‒Панталасской литосферы, начавшейся в поздней юре ~ 150 млн лет назад [160]. Формирование океанической коры в мелу в пределах Тихоокеанско-Панталасского домена классически моделируется как система из четырех основных литосферных плит ‒ Тихоокеанской плиты и окружающих ее плит Изанаги, Фараллон и Феникс, которые, как считается, существовали на протяжении большей части мезозоя [125, 133, 152, 153, 160].

Однако океаническая литосфера плит Изанаги, Фараллон и Феникс почти полностью утрачена в результате субдукции, поэтому контур их границ в значительной степени определяется кинематическими моделями, связанными с абсолютным движением Тихоокеанской плиты [125, 153, 160].

Наиболее точному определению кинематики движения Тихоокеанской плиты способствует наличие в ее пределах большого количества горячих точек ‒ вулканических подводных гор и крупных вулканических областей мелового возраста, известных как крупные изверженные провинции, к которым относятся поднятия Шатского, Гесса и Магеллана, плато Онтонг‒Ява, Манихики и Хикуранги, бассейн Науру и Средне-Тихоокеанские горы [50, 56, 75, 78].

Значительная переориентация следов горячих точек ~ 95 ± 8 млн лет назад в Тихом океане подтверждает глобальный характер и синхронность события реорганизации плит, произошедшего ~ 95 млн лет назад [125, 164]. Наиболее поздняя кинематическая модель показывает, что в этот момент произошло резкое изменение направления движения Тихоокеанской плиты, которая стала двигаться в северо-западном направлении относительно мантийных плюмов [160]. Такое изменение направления движения Тихоокеанской плиты должно было отразиться и на ближайших плитах – Изанаги, субдуцировавшей под Евразию и плиты Фараллон, субдуцировавшей под Северную Америку.

Вероятно, резкая перестройка движения плит в северном секторе Тихого океана привела к тектонической перестройке и в Северо-Атлантическом сегменте. На первоначальном этапе могла произойти реактивация старых разломных швов, о чем может свидетельствовать этап магматизма на о. Элсмир с возрастом ~ 96‒90 млн лет [61, 79, 80, 118, 157].

Возраст базальтовых даек и силлов, отобранных в зоне разломов оз. Хейзен, расположенное в северной части о. Элсмир, который входит в состав островов Королевы Елизаветы Канадского Арктического архипелага, определенный методом ⁴⁰Ar/³⁹Ar, колеблется в интервале 96.4 ± 1.6 млн лет [79]. Данная разломная зона, расположенная вдоль центральной части о. Элсмир почти ортогонально хребту Альфа, отделяет домен Северного Элсмира от расположенного южнее стабильного блока Хейзен [140] (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

Блок Хейзен характеризуется горизонтальными палеогеновыми отложениями группы Еурика Саунд Групп, лежащими над крутопадающими слоями палеозойского складчатого пояса Хейзен, что предполагает только незначительное влияние юриканских деформаций [53, 140]. В гравиметрических аномалиях в редукции Буге зона, отделяющая домен северной части о. Элсмир от стабильного блока Хейзен, выражена линейным гравиметрическим максимумом плато Хейзен [140].

Гравитационное моделирование показало, что глубина до поверхности Мохо под большей частью домена северной части о. Элсмир и плато Хейзен составляет ~ 38 км, в разделяющей их зоне резко уменьшается до 32‒34 км [140]. История формирования о. Элсмир очень сложна и затронута многочисленными тектоническими событиями, кульминацией которых стал позднедевонский‒раннекаменноугольный элсмирский орогенез [161].

Мы можем предположить, что в начальный этап резкой перестройки направления движения плит в Тихоокеанско‒Панталасском секторе вызвал реактивацию старой разломной системы элсмирского орогенеза, в результате чего, в зоне отделения домена северной части о. Элсмир от стабильного блока Хейзен произошел континентальный рифтогенез, сопровождавшийся коротким импульсом базальтового магматизма.

На западном побережье о. Аксель-Хейберг U‒Pb возраст базальтов составляет ~ 95 млн лет [118]. Положение точек отбора образцов базальтов совпадает с осью линейного локального максимума гравиметрических аномалий в редукции Буге – западный максимум о. Аксель-Хейберг [140] (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

С запада от оси посередине о. Эллеф-Рингнес проходит дуга (свод) Корнуолла, с востока вдоль восточного побережья о. Аксель-Хейберг находится дуга (свод) принцессы Маргарет [140]. Гравитационное моделирование показывает неглубокое залегание поверхности Мохо под осью и дугами (сводами) на глубине ~ 32‒34 км [140].

Данная параллельная система направления юг‒север, вдоль которой проявлен меловой магматизм с возрастом 95‒81 млн лет, очевидно связана с продолжением рифтинга из залива Баффина [61, 80, 118, 157]. При этом на севере система ортогонально ограничивается северным гравитационным максимумом бассейна Свердруп, под которым, согласно гравитационному моделированию, поверхность Мохо залегает на глубинах < 30 км, что на ~ 3‒6 км меньше, чем под соседними блоками земной коры (см. рис. 6; см. рис. 7, а).

В генеральном плане направление северного гравитационного максимума бассейна Свердруп, параллельное склону Амеразийского бассейна, совпадает с зоной разделения домена Северного Элсмира от стабильного блока Хазен, также характеризующейся уменьшением глубины положения поверхности Мохо.

Мы предполагаем следующий сценарий развития данного сегмента. Изучение следов горячих точек, которые на поверхности Тихоокеанской океанической плиты проявлены в виде вулканических подводных гор, крупных вулканических областей, подводных хребтов, показывает быстрое изменение направления движения плит, произошедшее ~ 95 млн лет назад [160].

Первоначальный этап резкого изменения направления движения океанических плит Изанаги и Фараллон в раннем сеномане привел к сжатию нижнемеловых рифтогенных прогибов залива Баффина, о чем свидетельствуют разломы сжатия в грабене залива Мелвилл. На о. Элсмир произошла реактивация разломной зоны оз. Хейзен, в которой предполагается ограниченное правостороннее движение, что предопределило появление в этой зоне магматизма с возрастом ~ 97‒94 млн лет [80].

Перестройка направления движений плит в Тихом океане закончилась быстро, поэтому этап сжатия в заливе Баффина сменился этапом растяжения, направленным ортогонально западному побережью о. Гренландия и восточному побережью Северной Америки. В бассейне Свердрупа растяжение видимо происходило в локальных сегментах, которые фиксируются дуговыми сегментами утонения континентальной коры и подъемом поверхности Мохо. Наблюдается тенденция проградации системы в восточном направлении.

Возраст базальтов в районе западного линейного локального максимума гравиметрических аномалий составляет:

• ~ 95 млн лет (о. Аксель-Хейберг) [118];
• ~ 92 млн лет (в районе горного хребта принцессы Маргарет на о. Аксель-Хейберг) [61].

Это соответствует по возрасту появления на северном побережье о. Элсмир интрузивного комплекса Вутон с возрастом 93–92 млн лет, структурно простирающегося в северо-восточном направлении и тектонически контролируемого ранее образованными разломными зонами [80].

Перестройка направлений движения плит Тихого океана, включая их глубинные субдуцировавшие компоненты, закончилась ~ 90 млн лет назад, о чем свидетельствует завершение данного этапа магматизма в бассейне Свердрупа. Ось растяжения в заливе Баффина сегментировано проходила в пределах бассейнов Кивиок и Джонс-Саунд и продолжалась на восточном побережье острова о. Аксель-Хейберг в пределах дуги принцессы Маргарет и далее со смещением располагалась в районе интрузивного комплекса Вутон.

Мы полагаем, что в пределах Амеразийского бассейна ~ 95‒90 млн лет назад растяжение затронуло центральную часть хр. Альфа и сформировало систему отчетливо картируемых осевых локальных грабенов (см. рис. 6; см. рис. 7, а, б).

Далее ось растяжения продолжалась в котловину Подводников между хр. Ломоносова и отрогом Геофизиков и соединялась с юго-западными грабенами рифтогенной системы моря Лаптевых и затрагивала прилегающую область северной части Верхоянского складчато-надвигового пояса (см. рис. 6; см. рис. 7, а, б).

Для времени ~ 106‒60 млн лет назад наблюдаются определенные закономерности генеральных направлений сжатия и растяжения в Тихоокеанском секторе [38, 127] (см. рис. 6). Область сжатия Северо-Американских Кордильер продолжалась на Аляску и затрагивала ее значительную область. Только вблизи побережья Чукотского моря в хр. Брукса и расположенном относительно рядом меловом гранито-гнейсовом куполе Киглуайк, где зафиксирован этап магматизма/метаморфизма с возрастом ~ 91 млн лет, предполагается растяжение [42, 128].

Область шельфа Берингова моря рассматривается как формировавшаяся в условиях генерального движения в сторону Тихого океана. Максимально интенсивная вулканическая деятельность в окраинно-континентальном Охотско-Чукотском вулкано-плутоническом поясе происходила ~ 90–84 млн лет назад [38].

Пику максимальной вулканической активности в период 90–84 млн лет назад предшествовало cнижение магматической активности в конце сеномана (96–94 млн лет) и начале турона (94–92 млн лет), что отражает период перестройки системы плит в Тихом океане в результате изменения направления движения плиты Изанаги [38].

В Амеразийском бассейне на траверсе купола Киглуайк (в современном положении материков) закартирована область растяжения между отрогами Нортвинд и Хеали, где зафиксирован этап магматизма с возрастом ~ 89‒90 млн лет [54, 132]. Направление растяжения в данной области ортогонально направлению растяжения на Аляске (см. рис. 6).

При этом в аномальном гравитационном поле область растяжения между отрогами Нортвинд и Хеали картируется линейной отрицательной аномалией, цепочки которой продолжаются в сторону южной части хр. Альфа (см. рис. 7, б).

Возможно, что в сеномане‒туроне в Амеразийском бассейне существовали две области растяжения. В дополнение к основной оси растяжения существовала второстепенная система, которая начиналась от южной части хр. Альфа и продолжалась в направлении растяжения между отрогами Нортвинд и Хеали. Возникновение второстепенной системы могло быть связано с разными режимами субдукции в Тихоокеанском секторе, проявленными в виде сжатия Северо-Американских Кордильер‒прилегающей Аляски и растяжения на шельфе Берингова моря.

Можно предположить со значительной степенью условности, что в пределах шельфа Берингова моря в начале позднего мела проходила граница между двумя субдуцирующими океаническими плитами ‒ плитой Изанаги (субдуцирующей под Евразию) и плитой Фаралон (субдуцирующей под Северную Америку и бо́льшую часть Аляски).

В периоды реорганизации направлений движения плит, одним из которых и является сеномано‒туронский этап, граница между двумя плитами, как и их глубинные субдуцированные части, продолжавшиеся в Амеразийский бассейн, подстраивались относительно друг друга.

Возможно, что растяжение в Беринговоморской части Аляски и предполагаемая второстепенная область растяжения в Амеразийском бассейне являются глубинными субдуцированными составляющими плит и возвратных верхнемантийных течений. Сложно предположить, что в период мела существовала единая и непрерывная граница между двумя субдуцирующими плитами.

Мы предполагаем наличие области, в пределах которой на некоторых участках осуществлялось растяжение, а на других участках происходили трансформные перемещения, компенсирующие различия в скоростях субдукции плит и изменения направлений их перемещений.

В верхнем мелу рифтогенез в море Лаптевых происходил импульсивно и подчинялся перестройке направления движений плит в Тихоокеанском секторе. Короткий этап активизации в период времени ~ 96‒89 млн лет назад в море Лаптевых сменился этапом покоя и основные события происходили в Азиатском секторе, что фиксируется максимальной магматической активизацией. В период покоя в спокойной обстановке накапливались слабо консолидированные осадки в бассейне Геофизиков, начавшейся формироваться рифтогенной системе моря Лаптевых и соединяющей их системе локальных бассейнов типа пулл-апарт.

ВЫВОДЫ

В результате проведенного исследования авторы пришли к следующим выводам.

1. Методом трекового датирования апатита установлен возраст ~ 90 млн лет начала быстрой эксгумации пород на северо-востоке арх. Земля Франца-Иосифа.
2. Полученный возраст очень близок к началу позднемелового этапа ~ 95 млн лет остывания горных пород, отобранных со склона хр. Ломоносова со стороны Евразийского бассейна напротив западной части арх. Земля Франца-Иосифа.

По результатам интерпретации сейсмического профиля ARC1407A, пересекающего хр. Ломоносова в центральной части, в нижней части разреза установлена проградация осадков в сторону Амеразийского бассейна.

Проградация осадков была вызвана позднемеловой эксгумацией пород Палеобаренцево‒Карской континентальной окраины, включавшей в себя будущий хр. Ломоносова, что предполагает сеноман‒туронский возраст нижней части проградационных осадочных отложений.

3. Возраст остывания пород в интервале ~ 95‒90 млн лет широко проявлен на побережье северной части Северной Атлантики и в Арктике, полученный возраст коррелируется с сеноман‒коньякским этапом магматизма (~ 97‒89 млн лет) на о. Аксель-Хейберг и о. Элсмир, входящих в состав Арктического Канадского архипелага, на хребте Альфа и в северной части Верхоянского складчато-надвигового пояса вблизи побережья моря Лаптевых.

Сеноман‒коньякский этап тектоно-магматической активизации связан с этапом рифтинга. Предполагается, что сегментированная ось растяжения проходила:

• в грабенах залива Мелвилл (пригренланская часть залива Баффина);
• в пределах о. Аксель-Хейберг и о. Элсмир;
• в центральной части хребта Альфа;
• в западной части котловины Подводников между хребтом Ломоносова и отрогом Геофизиков;
• в системе юго-западных грабенов моря Лаптевых и прилегающей области северной части Верхоянского складчато-надвигового пояса.

4. Причиной сеноман‒коньякского этапа тектоно-магматической активизации явилась перестройка направлений движения Тихоокеанских плит, произошедшая ~ 95 млн лет назад. Это подтверждает более раннее предположение о прямом влиянии в мелу на геодинамическую эволюцию Арктики и Северо-Восточную Азию характера режима субдукции океанической литосферы в северо-западной части Тихого океана.

Проявляется очевидная корреляция между этапом сжатия земной коры на Тихоокеанской стороне Северной Америки, что фиксируется магматизмом (~ 119‒90 млн лет) в Северо-Американских Кордильерах и активизацией рифтинга в системе “Лабрадорское море‒залив Баффина”.

Начавшееся ~ 125 млн лет назад движение Северо-Американских Кордильер по направлению к желобу привело к возникновению пространства между Северо-Американской плитой и Гренландией, что инициировало активный рифтинг в системе “Лабрадорское море‒залив Баффина”. В связи с чем, в дополнение к ранее сформированной области растяжения в восточной части Северной Атлантики, появилась еще одна область растяжения в западной части Северной Атлантики.

Благодарности. Авторы выражают признательность чл.-корр. РАН В.В. Акинину (СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан, Россия) и к.г.м.н. А.В. Прокопьеву (ИГАБМ СО РАН, г. Якутск, Россия) за предоставление данных по магматизму Восточной Арктики.

Авторы сохранят память об ушедшей коллеге В.И. Петровой (ВНИИОкеангеология, г. Санкт-Петербург, Россия), которая провела консультации по степени катагенетических преобразований органического вещества, содержащегося в керне скв. Северная. Авторы благодарны рецензенту А.А. Пейве (ГИН РАН, г. Москва, Россия) и анонимному рецензенту за полезные комментарии и редактору М.Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

Финансирование. Работа выполнена при финансовой поддержке при поддержке Проекта РНФ № 22-27-00440 “Построение моделей тектонической эволюции осадочных бассейнов Арктической зоны России по геохронологическим и геолого-геофизическим данным”.

Соблюдение научной этики. Авторы заявляют, что не имеют конфликта интересов.

About the authors

A. V. Zayonchek

Author for correspondence.
Email: soloviev@vnigni.ru
Russian Federation, 7, Pyzhevsky Lane, Moscow, 119017

A. V. Solovyev

Email: soloviev@vnigni.ru
Russian Federation, 36, Enthusiast Hwy, Moscow, 105118

References

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. JATS XML

Download

2. Fig. 1. Identified Late Cretaceous (Cenomanian-Cognac) exhumation occurrences of 95-88 Ma age rocks in the western sector of the Arctic (from [4, 66, 67, 101, 109, 110, 118, 147, 167], with additions). IBCAO v.4 digital elevation base (from [111]). Denoted: AH - Axel Heiberg Island; FJL - Franz Josef Land; NO - Novosibirsk Islands; NW - Severnaya Zemlya; SP - Svalbard Archipelago; EL - Elsmere Island. 1 - North Pole; 2 - position of the Severnaya well on Graham-Bell Island; 3 - exhumation points of 95-88 Ma rocks.

Download (910KB)

Indexing metadata

3. Fig. 2. Geological map-chart of Franz Joseph Land Archipelago (according to [35], with modifications and additions). Digital relief base IBCAO v.4 (according to [111]). 1-6 - sediments: 1 - volcanogenic K1, 2 - marine terrigenous J2-3, 3 - continental and shallow-marine J1, 4 - shallow-marine T3, 5 - marine terrigenous T2, 6 - shallow-marine T1; 7 - intrusive formations K1; 8 - area of spreading of moderately alkaline basalts-andesibasalts complex; 9 - main discontinuities; 10 - complexes of parallel dikes of basic composition (out of scale); 11 - volcanic apparatuses of central type.

Download (510KB)

Indexing metadata

4. Fig. 3. Fragment of the Severnaya borehole section (Franz Joseph Land). Denoted (Roman numerals): (I) - lithostratigraphic section (according to [27, 33, 71, 72]); (II) - position of rock sampling (Pesch. Ap - sandstone samples taken for track dating of apatite, Pesch. U-Pb - age (Ma) of clastic zircon grains from sandstone samples (by [33]); Dol. (K-Ar) - age (Ma) of samples from dolerite sills (by [60, 96]), Dol. U-Pb - age (Ma) of zircons and baddeleyite from dolerite sill samples (according to [58]); (III) - results of vitrinite reflectivity (Rovt) measurements (according to [7, 71]) and the trend line of the organic matter transformation degree; (IV) - results of Rock-Eval Tmax Co measurements (according to [7, 71]); (V) - modern temperature curve (logging). 1-4 - rocks: 1 - argillites, 2 - sandstones, 3 - siltstones, 4 - erupted; 5-6 - cement type: 5 - calcite, 6 - dolomite; 7-12 - rock textures: 7 - layered, 8 - cross-axial, 9 - scalloped cross-axial, 10 - bioturbation traces, 11 - load texture, 12 - ripple marks; 13 - fauna, 14 - plant detritus, 15 - plant remains; 16-17 - nodules: 16 - pyrite, 17 - siderite; 18 - mica; 19 - coal; 20 - position and numbers of samples taken for apatite track dating; 21 - position of sandstone samples for which the age of clastic zircon grains was determined; 22-23 - position of samples from sills for which the age was determined by the method: 22 - K-Ar, 23 - U-Pb (zircons and baddeleyite); 24 - position of samples of vitrinite reflectivity measurements (Rovt), which were used for calculation of the trend of the degree of organic matter transformation; 25 - position of samples of vitrinite reflectivity measurements (Rovt), which were not used for calculation of the trend of the degree of organic matter transformation; 26 - position of samples of Tmax Co measurements by Rock-Eval (according to [7, 71]); 27-32 - stages of organic matter transformation: PC - protocatagenesis, MC - mesocatagenesis (according to [7]): 27 - PC1, 28 - MC1, 29 - MC2, 30 - MC3, 31 - MC4, 32 - MC5.

Download (604KB)

Indexing metadata

5. Fig. 4. Graph of the distribution of track ages of apatite from the Severnaya well on Graham Bell Island, Franz Joseph Land. The graph shows the classical shape of the exhumed PAZ (Partial Annealing Zone) (according to [85, 86, 91]), the track ages (±1σ) are given as a function of sampling depth. Shown: representative distributions of track lengths with sample numbers (mean length (µm) and standard deviation (µm)); the lower boundary (asterisk in red) of the exhumed Partial Annealing Zone indicates the beginning of rapid exhumation.

Download (301KB)

Indexing metadata

6. Fig. 5. Results of track analysis of apatite from samples taken from the core of the Severnaya well on Graham Bell Island, Franz Joseph Land. (a)-(f) - Samples: (a) - SEV1, (b) - SEV2, (c) - SEV4, (d) - SEV5, (e) - SEV6, (f) - SEV7. The models were built using the HeFTy programme [117]. Denoted by: GOF (goodness of fit) - reliability of fit. 1-2 - model fit: 1 - good, 2 - acceptable; 3 - weighted average trajectory of the sample; 4 - combined track age; 5 - beginning of exhumation.

Download (698KB)

Indexing metadata

7. Fig. 6. Identified Late Cretaceous (Cenomanian-Cognac) manifestations of 95-90 (88) Ma exhumation and 98-88 Ma magmatism in the Arctic, North Atlantic coast, northern Pacific margin of Asia, and North America. IBCAO v.4 digital elevation base (from [111]). Exhumation of 95-90 (88) Ma rocks (by [4, 66, 67, 97, 101, 102, 109, 110, 119, 126, 148, 167]). Manifestation of magmatism with the age of 98-92 for: Elsmere Island and Island. Axel Heiberg (by [61, 79, 80, 118, 157, 163]) for: Amerasian Basin (by [114, 132, 164]); the eastern sector of the Arctic as well as areas adjacent to the Laptev Sea and the Pacific margins of Russia, Alaska and the North American Cordilleras (by [38, 127, 128, 129, 147]). Established manifestations of magmatism in the Amerasian Basin of a different age or undated (according to [22, 31, 49, 94, 108, 132, 162]). The position of magmatic objects identified by seismic data (according to [22, 122, 137]); riftogenic structures of Baffin Bay (according to [40, 98, 138]); Late Jurassic-Early Palaeogene basins of the northern part of the Norwegian-Greenland Basin (according to [82, 83, 92)]); major transform faults within the Arctic Basin (according to [21]); the contour of the Laptev Sea rift system (according to [2, 28, 29, 69, 70]); key elements of the Pacific margins of Russia, Alaska, and the North American Cordilleras (according to [38]). The position of Fig. 7 (frame in white). Barents Sea: SP - Svalbard Archipelago, FJL - Franz Joseph Land Archipelago. Laptev Sea: NO - Novosibirsk Islands, HLTR - Khatango-Lomonosov Transform Boundary; Baffin Bay: B - Bailot Island, GMZ - Melville Bay graben, BC - Kiviok Basin, BCR - Carrie Basin, BSW - Northern Waters Basin; Sverdrup Basin: AH - Axel Heiberg Island, EL - Elsmere Island, ZROH - Lake Hazen intrusive complex, VIC - Wuton intrusive complex. Elsmere, ZROH - Lake Hazen fault zone, VIC - Wooton intrusive complex, WGMAH - western gravimetric maximum of Axel Heiberg Island. Axel Heiberg, DPM - Princess Margaret arc, GMPH - Hazen Plateau gravimetric maximum; Arctic Basin: VAMP - High Arctic Magmatic Province according to magnetic data, (from [139]), (translucent fill in pale yellow), OH - Geophysics Spur, OH - Healy Spur, OH - Northwind Ridge Spur; OHVP - Okhotsk-Chukchi Volcanogenic Belt, (from [38]), (translucent red background). 1-3 - Baffin Bay and adjacent land: 1 - Cretaceous-Cenozoic sedimentary basins, 2 - basins whose formation began in the Early Cretaceous, 3 - the main area of distribution of Palaeogene magmatism in Baffin Bay; (5-11) shelf and slope areas and structures of northeastern Greenland, Scandinavia and western Barents Sea - 4-5 - rift basins: 4 - Late Cretaceous-Paleocene, 5 - Late Jurassic-Early Cretaceous; 6-7 - areas of distribution of magmatic manifestations: 6 - magmatic flows of uncertain age (Lower Palaeogene (?)), 7 - seismic complexes of SDRs type; (8-9) shelf and slope structures: 8 - uplifts, 9 - depressions; 10 - area of distribution of volcanic rocks with the age of 105-60 Ma (Bering Strait and Alaska); 11-16 - faults: 11 - normal (Baffin Bay, shelf and slope structures of northeastern Greenland, Scandinavia and western Barents Sea), 12 - compressional (Melville Bay graben, Greenland part of Baffin Bay), 13 - crustal (Ellesmere Island, Ellesmere Ridge, the Barents Sea), 12 - compressional (Melville Bay graben, Greenland part of Baffin Bay). Elsmere Island, Brooks Ridge), 14 - transform faults, 15 - presumed continuation of the transform fault; 16 - presumed position of the convergent boundary in the period of 105-60 Ma; 17-19 - direction of compressions and extensions: 17 - general direction of compression, 18 - general direction of stretching, 19 - stretching in localised structures; 20 - compression in local structures; 21 - contour of the Laptev Sea rift system; 22 - position of the axes of negative gravimetric anomalies in free air reduction in the Amerasian basin; 23 - inferred segments of the stretching axis in the time period 92-88 Ma; 24 - North Pole; 25 - position of the AXEC drilling well on the Lomonosov Ridge; 26 - gneiss granite with the stage of introduction ~ 95-90 Ma; 27 - manifestation of magmatism of basic composition in the Amerasian basin (undated or of different age). 26 - gneiss granite with the stage of introduction ~ 95-90 Ma; 27 - manifestation of magmatism of basic composition in the Amerasian basin (not dated or with age different from ~ 98-89 Ma); 28 - exhumation of rocks with age 95-90 Ma (88 Ma for the north-western part of Svalbard); 29-30 - dated igneous rocks with age ~ 95-90 Ma: 29 - ~ 98-93 Ma, 30 - ~ 92-89 Ma; 31 - manifestation of magmatic objects according to seismic data.

Download (1MB)

Indexing metadata

8. Fig. 7. Identified Late Cretaceous (Cenomanian-Cognac) manifestations of 95-90 (88) Ma exhumation and 98-88 Ma magmatism in the Arctic. (a) - relief of IBCAO v.4 (from [111]), (b) - gravity anomalies in free air reduction of the WGM project (from [46]). Barents Sea: Svalbard Archipelago, Franz Joseph Land Archipelago; Laptev Sea: NO - Novosibirsk Islands; Baffin Bay: B - Bailot Island, GMZ - Melville Bay graben, BC - Kiviok Basin, BCR - Carrie Basin, BSV - Northern Waters Basin; Sverdrup Basin: AH - Axel Heiberg Island, EL - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island, ZROH - Elsmere Island. Sverdrup Basin: AH - Axel-Heiberg Island, EL - Elsmere Island, ZROH - Lake Hazen fault zone, VIC - Wooton intrusive complex, WGMAH - western gravimetric maximum of the island. Axel-Heiberg Island, DPM - Princess Margaret arc, GMPH - gravimetric maximum of the Hazen Plateau; Arctic basin: OG - Geophysicists' Spur, OH - Healy Spur, OH - Northwind Ridge Spur; OHVP - Okhotsk-Chukchi Volcanogenic Belt (translucent red background), according to [38]. 1-3 - Baffin Bay and adjacent land: 1 - Cretaceous-Cenozoic sedimentary basins, 2 - basins whose formation began in the Early Cretaceous, 3 - main area of distribution of Palaeogene magmatism in Baffin Bay; (5-11) shelf and slope areas and structures of northeast Greenland, Scandinavia and west of the Barents Sea - 4-5 - riftogenic basins: 4 - Late Cretaceous-Paleocene, 5 - Late Jurassic-Early Cretaceous; 6-7 - areas of distribution of magmatic manifestations: 6 - magmatic flows of uncertain age (Lower Palaeogene (?)), 7 - seismic complexes of SDRs type; 8-9 - shelf and slope structures: 8 - uplifts, 9 - depressions; 10 - Sverdrup basin (Carboniferous-Cretaceous); 11-13 - faults: 11 - normal (Baffin Bay, shelf and slope structures of northeast Greenland, Scandinavia and west of the Barents Sea), 12 - compressional (Melville Bay graben, Greenland part of Baffin Bay), 13 - crustal (Elsmere Island); 14 - contour of the riftogenic system of the Laptev Sea; 15 - position of axes of negative gravimetric anomalies in free air reduction in the Amerasian Basin. Elsmere); 14 - contour of the riftogenic system of the Laptev Sea; 15 - position of the axes of negative gravimetric anomalies in the reduction in free air in the Amerasian basin; 16 - supposed segments of the stretching axis in the time period of 92-88 Ma; 17 - direction of stretching, 18 - Upper Cretaceous system of local pool-apart basins; 19 - position of seismic profiles (AWI91090 and AWI91091 according to [116]), ARC according to [23]); 20 - North Pole; 21 - position of the AXEC drilling well on the ridge. 22 - exhumation of rocks with the age of 95-90 Ma (88 Ma for the northwestern part of Svalbard); 23-24 - dated igneous rocks with ages: 23 - ~ 98-93 Ma, 24 - ~ 92-89 Ma.

Download (2MB)

Indexing metadata

9. Fig. 8. Fragment of the composite seismic profile ARC (according to [23], with modifications). 1-2 - crust type: 1 - continental reduced, 2 - oceanic; 3-5 - sedimentary cover: 3 - Upper Cenozoic, 4 - Lower Cenozoic, 5 - Cretaceous (< 90 Ma (?)); 6 - contrasting reflections in the lower part of sediments - magmatic objects (?); 7 - bottom relief; 8 - basement relief; 9 - faults; 10 - volcano (?).

Download (202KB)

Indexing metadata

10. Fig. 9. Interpretation of seismic profiles AWI91090, AWI91091 and ARC1407A (fragment). The position of the profiles - see Fig. 7, а. (a)-(c) - Seismic profiles: (a) - AWI91090, (according to [112,116]); (b) - AWI91091, (according to [112,116]); (c) - ARC1407A (fragment), (according to [135]). 1-7 - geological boundaries: 1 - bottom, 2 - unconformity boundary (44.4-18.2 Ma), 3 - inferred position of the unconformity boundary (44.4-18.2 Ma), 4 - unconformity boundary corresponding to the beginning of spreading in the Eurasian basin (57. 4 Ma), 5 - assumed position of the unconformity boundary corresponding to the beginning of spreading in the Eurasian basin (57.4 Ma), 6 - characteristic reflections in the sedimentary cover of Late Cretaceous (?) age, 7 - acoustic basement; 7-8 - faults: 8 - main faults, 9 - in the Palaeogene (57.4-44.4 Ma) sedimentary cover.

Download (496KB)

Indexing metadata