Formation of the Eurasian Basin: Results of the Seismic Data

V. A. Poselov; Поселов В. А.; O. E. Smirnov; Смирнов О. Е.; A. S. Zholondz; Жолондз А. С.; S. M. Zholondz; Жолондз С. М.; A. L. Piskarev; Пискарев А. Л.; S. N. Tabyrtsa; Табырца С. Н.; E. V. Brui; Бруй Е. В.; K. I. Bulatkina; Булаткина К. И.

doi:10.31857/S0016853X25010041

Formation of the Eurasian Basin: Results of the Seismic Data

Authors: Poselov V.A.¹, Smirnov O.E.¹, Zholondz A.S.¹, Zholondz S.M.¹, Piskarev A.L.¹, Tabyrtsa S.N.¹, Brui E.V.¹, Bulatkina K.I.¹
Affiliations:
1. Academician Gramberg All-Russia Research Institute of Geology and Mineral Resources of the World Ocean
Issue: No 1 (2025)
Pages: 73-88
Section: Articles
URL: https://journals.eco-vector.com/0016-853X/article/view/683009
DOI: https://doi.org/10.31857/S0016853X25010041
EDN: https://elibrary.ru/DATTPD
ID: 683009

Cite item

Full Text

Abstract
Full Text
About the authors
References
Supplementary files
Statistics

Abstract

The article discusses a plate-tectonic model of the formation of the Eurasian Basin based on the results of magnetostratigraphic analysis of linear magnetic anomalies covering the entire basin. According to this model, the Eurasian Basin is underlain by spreading oceanic crust, including wide marginal zones of the Nansen and Amundsen basins. A new reconstruction of formation stages of the Eurasian Basin is proposed, developed by us on the basis of the integrated multichannel seismic reflection data and wide-angle reflection/refraction data with involvement of geological data and materials of the island and coastal framework. The presented data show the superimposed nature of the Gakkel Ridge, which arose as a result of spreading, on the previously existing structural plan of the Eurasian Basin and the tracing of seismic horizons in the sedimentary cover of the basin that are more ancient than the Cretaceous. The stratigraphic reference of the identified complexes was made, the environment of their sedimentation and velocity parameters were clarified, and data on the relief of the unconformity surface were obtained. Based on the results of seismic reflection data, the deposits of the Jurassic‒Early Cretaceous complex of Taimyr Island and the Barents-Kara margin were traced in the sedimentary cover of the Nansen Basin. Based on the results of seismic observations of the CMP, the deposits of the Jurassic‒Early Cretaceous complex of Taimyr Island and the Barents-Kara margin were traced in the sedimentary cover of the Nansen Basin. The development of the Eurasian Basin before the opening of the Fram Strait is noted, and, accordingly, there is no connection with the spreading processes in the North Atlantic.

Keywords

Eurasian Basin, Nansen Basin, Amundsen Basin, Gakkel Ridge, linear magnetic anomalies, seismic data, velocity model, sedimentary cover, unconformity surfaces

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Существующая до настоящего времени модель формирования и раскрытия Евразийского бассейна в качестве классического океанического бассейна основана на данных аэромагнитных съемок, по результатам которых была выделена система линейных магнитных аномалий. На основе этих данных разработана плито-тектоническая модель формирования Евразийского бассейна [13, 24‒26, 32].

В соответствии с этой моделью, Евразийский бассейн возник в результате разрастания океанического дна за счет спрединга хребта Гаккеля и перемещения в восточном направлении хребта Ломоносова от Баренцево-Карской континентальной окраины. При этом, на основе магнитостратиграфического анализа выделены линейные магнитные аномалии, покрывающие весь Евразийский бассейн, и утверждается, что спрединг в бассейне, начавшийся на рубеже палеоцена‒эоцена, продолжается с ультрамедленной скоростью. Согласно этому утверждению Евразийский бассейн подстилается спрединговой океанической корой, включая широкие краевые зоны котловин Нансена и Амундсена [6, 27‒29, 30, 33, 34].

Однако проведенный нами анализ карты магнтных аномалий Евразийского бассейна указывает на то, что линейно-ориентированное типичное для океанических бассейнов магнитное поле прослеживается только в центральной части Евразийского бассейна, на остальной его части выделяется хаотично-мозаичное поле, характерное для областей с континентальной корой [9, 10, 16, 17].

Таким образом, трассирование линейных магнитных аномалий на большей части площади котловин Нансена и Амундсена в Сибирском сегменте неоднозначно.

Целью статьи является представить новую поэтапную модель формирования Евразийского бассейна на основе современных сейсмических данных МОГТ и МПВ-МОВ.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Современная протяженность Евразийского бассейна составляет ~ 2000 км. Ширина бассейна изменяется от 900 км, у подводных поднятий Морис Джесуп и Ермак, до 500 км у Лаптевоморского шельфа [1, 3, 5] (рис. 1).

Рис. 1. Батиметрическая карта Евразийского бассейна (по данным [1]).

На западе тектонической границей Евразийского бассейна служит Баренцево-Карская континентальная окраина, на востоке – хребет Ломоносова и Лаптевоморская континентальная окраина.

В центральной части Евразийского бассейна расположен хребет Гаккеля, который простирается от трансфорной системы Шпицбергена и продолжается вглубь континента в виде обширной области континентального рифтогенеза на шельфе моря Лаптевых [29].

Хребет Гаккеля разделяет Евразийский бассейн на две котловины [1, 8, 11]:

котловина Нансена, окаймляющая бассейн со стороны Баренцово-Карской континентальной окраины;
котловина Амундсена, прилегающая к хребту Ломоносова.

Котловина Нансена со стороны Баренцево‒Карской окраины в сочетании с примыкающим к ней подъемом характеризуется простым строением склона, который имеет в плане форму пологой, выступающей к северу дуги. С максимальными уклонами отмечены участки склона к северу от архипелагов Земля Франца-Иосифа и Северная Земля. При этом, высота склона, как правило, превышает 2000 м, а его основание располагается на отметках около 3000 м (см. рис. 1).

В котловине Амундсена внешний склон непрерывной полосой различной ширины протягивается вдоль хребта Ломоносова, где он граничит попеременно с подножием хребта и абиссальной равниной. Глубины дна в основании континентального склона изменяются в пределах 3900‒4300 м (зона основания хребта Ломоносова). Верхняя граница склона расположена над платообразными вершинными поверхностями хребта глубиной до 1000 м.

Континентальный склон в море Лаптевых относится к склонам простого строения. Основание склона сдвигается в область меньших глубин, при этом уклон его поверхности возрастает. Нижняя граница склона прослеживается на глубинах от 2000 до 3000 м, верхняя граница прослеживается в пределах 100 м. Повсеместно склон расчленен подводными каньонами и осложнен террасовидными формами протяженностью до 25‒30 км и шириной до 10 км.

Граница абиссальных равнин котловин с хребтом Гаккеля отличается сложной конфигурацией за счет многочисленных гор, плато и депрессий. В рельефе хребта Гаккеля выделяются западный и юго-восточной сегменты, отражающие различную интенсивность проявления тектонических и магматических процессов [11, 20, 21, 28, 29, 36, 38].

В западном сегменте хребта заметно выделяется рифтовая долина шириной 7–20 км и глубиной до 4–4.2 км. Ее крутые борта высотой до 1.5 км разбиты серией сбросов и террасированы. На дне долины располагается серия осевых вулканических хребтов, каждый из которых имеет протяженность 15–50 км и высоту 500–1300 м от дна осевой долины. Они отделяются друг от друга короткими участками долины, содержащими небольшие вулканические конусообразные постройки. Четкая вулканическая и батиметрическая сегментация является линейной и существует при отсутствии каких-либо поперечных сдвиговых нарушений оси хребта.

Рельеф юго-восточной части хребта выражен слабо. Гребневая зона хребта к югу от 81° с.ш. выражена в виде пологих продольных поднятий, протягивающихся вдоль бортов рифтовой долины. Относительное превышение гребневой зоны над окружающей поверхностью континентального основания составляет ~ 100 м. Рифтовая долина вытянута в субмеридиональном направлении и расчленяет континентальное основание между 124° и 126° восточной доготы. Долина характеризуется U-образным поперечным профилем с крутыми структурно-денудационными бортами. Ее глубина относительно гребневой зоны хребта около 300 м; днище широкое (местами ˃10 км) и плоское с единичными выступами на 200‒300 м.

Морфологическая структура хребта Гаккеля четко прослеживается в виде цепочек аномалий поля силы тяжести, расположенных симметрично по разные стороны от рифтовой зоны хребта. При этом, в глубоководной части бассейна, в зонах перехода к Евразийскому шельфу и к хребту Ломоносова, явно выраженных аномалий не наблюдается [1, 8, 18, 28] (рис. 2).

Рис. 2. Карта аномалий поля силы тяжести Евразийского бассейна (по данным [1]). Даны системы: “акватория–аномалии” – в свободном воздухе; “суша‒аномалии” – в редукции Буге σ = 2.67 г/см³.

При детальном анализе магнитометрических данных, линейные магнитные аномалии параллельные хребту Гаккеля в протяженных перефирийных зонах Евразийского бассейна, практически, не прослеживаются. Существуют отдельные выходы верхнемантийного субстрата в область осадочного чехла [17, 20] (рис. 3).

Рис. 3. Карта магнитных аномалий Евразийского басейна (по данным [1]). Дана цифровая модель с размером ячейки 2 × 2 км.

Отсутствие строгой доказательной базы существования линейных магнитных аномалий, а также несовершенство метода их идентификации, датировки и хроностратиграфической оценки не позволяет использовать эти данные для обоснования условий формирования Евразийского бассейна.

ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

Современные комплексные геолого-геофизические данные показывают:

наложенный характер хребта Гаккеля на ранее существовавший структурный план Евразийского бассейна [20‒22, 38, 39];
асимметричность морфологии котловин Амундсена и Нансена;
прослеживание в осадочном чехле бассейна по сейсмическим данным более древних, чем меловые сейсмических горизонтов [10‒12];
развитие Евразийского бассейна до раскрытия пролива Фрама [14, 15, 31];
отсутствие связи со спрединговыми процессами в Северной Атлантике.

Основным источником информации о строении осадочного чехла, при отсутствии бурения, являются сейсмические данные, а также основной тип сейсмических отражений (оси синфазности), имеющий значительную геологическую информацию, который связан со слоями осадочного чехла с преобладанием когерентной составляющей.

Амплитуда отражения пропорциональна разности акустической жесткости на контакте двух слоев. Резкий сжатый градиент будет способствовать созданию динамически сильного отражения. В случае плавного растянутого градиента изменения акустической жесткости сейсмическое отражение может появиться в резко ослабленном выражении [4].

Характер перепада акустической жесткости пород осадочного чехла связан с природой седиментации, которая характеризуется интенсивным либо слабым осадконакоплением и его перерывом [2, 4, 24]. Однако мы учитываем, что трещиноватые зоны, неровности (изгибы) поверхностей пласта и флюидонасыщение рассеивают и поглощают энергию упругих колебаний, приводя также к изменению акустической жесткости.

По результатам сейсмических исследований МОГТ и МПВ-МОВ выполнена следующая стратиграфическая интерпретация [4, 26]:

стратиграфическая привязка выделенных комплексов;
установление генетических единых толщ;
исследование обстановки их седиментации;
изучение рельефа поверхности несогласий;
оценка скоростных параметров комплексов и глубин палеобассейнов.

Главными критериями при определении расслоенности осадочного чехла по сейсмическим данным являются характерные признаки вида сейсмических отражений и интервальные скорости выделенных комплексов.

В Евразийском бассейне интервальные скорости составляют:

1.8‒3.5 км/с (в кайнозойских отложениях);
3.3–4.3 км/с (в меловых отложениях);
> 4.5 км/с (в верхнеюрских отложениях).

На ранней стадии развития (триас‒юра) Северного Ледовитого океана начался этап рифтогенеза и распада континентов, постепенное погружение блоков континентальной коры и формирование мелководных морских бассейнов [7, 16].

В итоге, на обширных пассивных континентальных окраинах Северного Ледовитого океана в мезозое начали формироваться осадочные бассейны, подстилаемые в различной степени утоненной, а в зонах сильного растяжения, возможно, безгранитной корой.

В составе осадочного чехла Северного Ледовитоно океана по литологическому составу выделяются верхний и нижний структурные этажи, которые соответствуют двум тектоно-стратиграфическим комплексам. Отложения верхнего структурного этажа представлены морскими глинисто-сланцевыми формациями, нижнего этажа – терригенными образованиями [18].

Идентификация стратиграфических единиц разреза, сложенных согласно залегающими генетически связанными осадочными комплексами, их выдержанность по простиранию, близкими значениями интервальной скорости, а также их конфигурация и взаимосвязь сейсмофациальных единиц внутри общей схемы седиментационных комплексов, основана (при отсутствии данных бурения) на сейсмических данных.

Границы осадочных комплексов подошвенного налегания, кровельного прилегания и среза на сейсмических разрезах выделяются по особенностям отраженных волн, связанных с пространственными ограничениями отражающих границ. Верхняя и нижняя границы осадочных комплексов на разрезе обычно представлены либо угловыми несогласиями, либо эквивалентными им согласными границами.

Структура осадочного чехла Евразийского бассейна базируется, в основном, на результатах российских сейсмических данных МОГТ и МПВ-МОВ.

Схема стратиграфии осадочного чехла Северного Ледовитого океана, в связи с отсутствием данных бурения в районах глубоководной части акватории, в настоящее время не существует. В основе предложенных схем расслоенности осадочного чехла Северного Ледовитого океана нами были использованы:

данные скважины ACEX-302, расположенной на хребте Ломоносова;
материалы глубоких буровых скважин Попкорн, Даймонд, Клондайк нефтедобывающих компаний США в западном секторе Чукотского шельфа;
данные по геологии островных поднятий Арктического шельфа.

На основе данных скважины ACEX-302 глубиной 420 м, увязанных с сейсмическими профилями, построена стратиграфия осадочной толщи хребта Ломоносова (рис. 4).

Рис. 4. Фрагмент сейсмического профиля AWI-91090 с корреляцией и синтетическая сейсмограмма, отображающая стратиграфию по скважине ACEX (по данным [29]), модель ACEX и состав осадков (по данным [34]).

Показаны в центральной части профиля AWI-91090 плотностные (LR3‒LR6) и скоростные (U1/2‒U3) записи по данным скважины ACEX.

В осадочном чехле Арктического бассейна выделены две основные литостратиграфические единицы с пологим залеганием:

отложения миоцена‒плейстоцена (18.2‒ 0 млн лет);
отложения эоцена (56.2‒44.4 млн лет).

Отложения миоцена‒плейстоцена с размывом залегают на отложениях эоцена [23]. Ниже отложений эоцена залегают синрифтовые осадки в наклоненных блоках, вероятно, палеоценового, мелового и верхнеюрского возрастов, которые непрерывно прослеживаются через транзитную зону с Евразийского шельфа на хребет Ломоносова. По данным ГСЗ отложения палеоценового и мелового возраста на хребте Ломоносова перекрывают, вероятнее всего, верхнеюрские‒триасовые отложения (условно – метаосадочный слой) мощностью до 5 км со скоростью P-волн до 5.3 км/с [16, 19].

По результатам бурения на островных поднятиях Арктического шельфа получены отложения от нижнего карбона до кайнозоя [2].

В скважине Грумантская (о. Западный Шпицберген) выделяются сверху вниз:

песчано-алевритовые отложения палеогена;
алевриты и аргиллиты нижнемелового возраста;
верхнеюрские аргиллиты и глинистые алевролиты; карбонатные аргиллиты триасовой системы;
кремнистые породы верхней перми и доломиты нижнего отдела перми.

Для меловых и юрских терригенных пород пластовые скорости P-волн по данным сейсмокаротажа повышаются от 4 км/с.

Скважина Нагурская, расположенная на острове Земля Александры архипелага Земля Франца-Иосифа, вскрыла горизонтально залегающие осадочные породы (сверху вниз):

покровы базальтов с пластами глин, алевролитов и аргиллитов баррем-аптского возраста;
среднетриасовые алеврито-глинистые породы; нижнетриасовые аргиллиты;
известняки верхнего карбона и песчано-алевритовые отложения нижнего карбона. Скорости продольных волн в отложениях изменяются в широком диапазоне от 2.6 км/с до 5.3 км/с.

В скважине о. Хейса архипелага Земля Франца-Иосифа были вскрыты алеврито-глинистые отложения среднего и верхнего триаса. Интервальные скорости в осадочных породах составляют 4.0‒5.1 км/с.

Таким образом, на основе этих данных и результатов комплексных геолого-геофизических исследований было определено, что осадочный чехол прогибов переходных зон Северного Ледовитого Океана “шельф‒глубоководные области океанов” представлен, в основном, верхнетриасовыми, верхнеюрскими и мел‒кайнозойскими отложениями [2, 17, 18, 20].

СЕЙСМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

Предлагаемая геофизическая модель формирования и развития Евразийского бассейна основана на результатах сейсмических исследований МОГТ и МПВ-МОВ [1, 3, 9‒11, 19, 20, 35‒37, 39] (рис. 5).

Рис. 5. Карта сейсмической изученности Евразийского бассейна (по данным [1]).

1 – российские сейсмические профили; 2 – сейсмические профили зарубежных компаний; 3 – сонобуи; 4 – положение скважин ACEX (Arctic Coring Expedition), проект IOD.

В настоящее время единственным профилем в Евразийском бассейне, который пересек бассейн от Баренцево‒Карского шельфа до хребта Ломоносова, является сейсмический профиль 2014-07, проведенный в 2014 г. ОАО “Мурманская Арктическая геологическая экспедиция” (ОАО “МАГЭ”, г. Мурманск, Россия).

Осадочные комплексы

В результате интерпретации глубинного разреза и анализа скрости P-волн сейсмического профиля 2014-07, пересекающего Евразийский бассейн, в двух структурных этажах осадочного бассейна прослежены пять осадочных комплексов (далее – комплексы), разделенных несогласиями (рис. 6, рис. 7).

Рис. 6. Глубинный разрез Евразийского бассейна по сейсмическому профилю 2014-07 (по данным [1]).

1 – дно; 2‒7 – несогласие: 2 – мессинское (MU), 3 – региональное (предмиоценовое) (RU), 4 – эоценовое (EoU), 5 – посткампанское (pCU), 6 – брукское (BU), 7 – нижнемеловое (LCU); 8 – разрывные нарушения; 9‒10 – поверхность фундамента: 9 – океанического, 10 – кристаллического.

Рис. 7. Скоростной разрез по сейсмическому профилю 2014-07 (по данным [3]).

1‒6 – несогласие: 1 – мессинское (MU), 2 – региональное (предмиоценовое) (RU), 3 – эоценовое (EoU), 4 – посткампанское (pCU), 5 – брукское (BU), 6 – нижнемеловое (LCU); 7‒8 – поверхность фундамента: 7 – океанического, 8 – кристаллического; 9 – скорость сейсмических волн (укажите единицы); 10 – положение сонобуев.

Миоцен‒четвертичный комплекс. Этот осадочный комплекс выявлен над региональным предмиоценовым несогласием RU. Скорость P-волн в данном комплексе составляет 1.8‒1.9 км/с. Мощность комплекса изменяется от 0.6‒0.7 км в котловине Амундсена до 1.3‒1.4 км в котловине Нансена. В комплексе прослеживаются динамически слабо выраженные отражения, характерные для осадконакопления в высокоэнергетической обстановке.

Средне-верхнеэоценовый‒олигоценовый комплекс. Данный комплекс осадков прослеживается между региональным RU и нижнеэоценовым EoU несогласиями. Скоролсть P-волн комплекса изменяется от 2.3 до 3.2 км/с (см. рис. 6).

В комплексе регистрируются высокоамплитудные отражения, свойственные отложениям, которые формируются в условиях пониженной энергетической обстановки, т.е. тогда, когда возникают наиболее компактная текстура и структура пород, приводящие к максимальным отражающим свойствам волновой энергии от их поверхности.

Мощность комплекса в котловине Нансена увеличивается в направлении к хребту Гаккеля от ~ 1.5 до ~ 2 км, в котловине Амундсена от нескольких сотен метров до ~ 1.7 км. В котловинах Нансена и Амундсена комплекс выклинивается при приближении к хребту Гаккеля.

Палеоцен‒нижнеэоценовый комплекс. Этот комплекс прослеживается между нижнеэоценовым EoU и посткампанским pCU несогласиями (см. рис. 7). Регистрируемое волновое поле данного комплекса соответствует отложениям, формирующимся в слабой энергетической обставновке. Скорость P-волн в комплексе изменяется от 2.8‒3.1 км/с в котловине Амундсена до 3.4‒3.5 км/с в котловине Нансена. Мощность комплекса в котловине Амундсена не превышает 1.5 км, в котловине Нансена увеличивается до 2 км.

Верхнемеловой комплекс. Этот комплекс прослеживается в котловине Нансена между посткампанским pCU и брукским BU несогласиями, в котловине Амундсена между посткампанским несогласием pCU и поверхностью кристаллического фундамента (см. рис. 6).

Регистрируемое волновое поле данного комплекса указывает на низкие энергетические условия формирования отложений. В комплексе котловины Амундсена скорость P-волн составляет 3.3‒3.4 км/с при мощности комплекса ~ 1 км, в котловине Нансена скорость P-волн превышает 4.3 км/с при мощности комплекса > 1.5 км.

Нижнемеловой комплекс. Комплекс прослеживается в котловине Нансена между брукским BU и нижнемеловым LCU несогласиями (см. рис. 6). Cкорость P-волн не превышает 4.7 км/с при мощности комплекса < 1 км.

Верхнеюрский комплекс. В котловине Нансена комплекс расположен между нижнемеловым LCU несогласием и кристалическим фундаментом (см. рис. 6). Мощность комплекса ~ 2 км со скоростью P-волн 4.8‒4.9 км/с.

По данным МОГТ комплекс прослеживается от Притаймырского шельфа на континентальный склон и подножие котловины Нансена и представляет собой основание осадочного чехла верхнеюрского возраста, что хорошо согласуется с результатами бурения на островах Арктического шельфа и геологическими данными сопредельной суши (см. рис. 6).

Комплекс перекрывает фундамент, представленный сложными дислоцированными палеозойскими отложениями Таймырской складчатой системы [2, 22, 39].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Формирование Евразийского бассейна

Результаты сейсмических исследований Евразийского бассейна и геологические данные подтверждают, что начальная фаза континентального рифтогенеза (растяжение) и, соответственно, формирование Евразийского бассейна началась предположительно в верхнеюрское время (~ 160 млн лет) [11]. В настоящее время Евразийский бассейн представляет собой типичный рифтогенный бассейн, расположенный между Барецево-Карской конинентальной окраиной и хребтом Ломоносова (рис. 8, рис. 9).

Рис. 8. Временной разрез по сейсмическому профилю 90701 (по данным [3]).

На врезке: показано (жирная линия красным) положение профиля 90701.

1 – дно; 2‒7 – несогласие: 2 – мессинское (MU), 3 – региональное (предмиоценовое) (RU), 4 – эоценовое (EoU), 5 – посткампанское (pCU), 6 – брукское (BU); 7 – нижнемеловое (LCU); 8 – разрывные нарушения; 9 – поверхность кристаллического фундамента.

Рис. 9. Карта мощности осадочного чехла (по данным [3]).

1 – изопахиты.

При этом следует отметить, что отсутствие сдвиговой системы нарушений в зоне сочленения хребта Ломоносова с континентальной окраиной Сибири указывает на то, что в период формирования Евразийского бассейна хребет Ломоносова перемещался в ансамбле структур в составе Северо-Амереканской литосферной плиты и не менял своего положения [10].

В позднем олигоцене (~ 25 млн лет) в ослабленной зоне Евразийского бассейна континентальный рифтогенез сменяется спредингом и формированием хребта Гаккеля.

Полученные результаты противоречат данным магнитостратиграфии, в соответствии с которыми спрединг и последовавшее формирование Евразийского бассейна начался на рубеже палеоцена‒эоцена (55‒57 млн лет). Интерпретация результатов драгирования также позволяет считать хребет Гаккеля новейшей морфоструктурой Евразийского бассейна и обосновать природу полосовых магнитных аномалий протрузией субстрата в верхние горизонты земной коры [22].

Выделяющиеся в рельефе дна Евразийского бассейна разрывные нарушения представлены в основном сбросами. Они позволяют рассматривать хребет Гаккеля как крупную горстообразную структуру в осевой части Евразийского бассейна. Мощные нарушения ограничивают хребет Гаккеля, который представляет собой вулканическое сооружение с рифтовой долиной в его сводовой части, являющуюся структурой оседания.

Относительный возраст хребта Гаккеля определяется по сейсмическим данным только по положению мест, где хребет прорывает (протрузии) осадочный чехол. Четко выделяется протрузивный характер соотношений океанического фундамента и осадочного чехла. Протрузии верхнего субстрата прорывают весь осадочный чехол и выходят в водную толщу. По данным сейсмостратиграфии возраст океанического фундамента является позднекайнозойским.

По сейсмическим данным профиля 2014-07 хребет Гаккеля, возникший после сформировавшихся осадочных комплексов Евразийского бассейна, прорывает их, разделив бассейн на две котловины – Нансена и Амундсена. При этом, окончательное формирование континентального склона и погружение Евразийского бассейна до абиссальных глубин началось в миоцене и продолжается в настоящее время.

Следовательно, спрединг и формирование океанической коры в Евразийском бассейне начались не ранее чем 18‒20 млн лет назад.

Таким образом, полученные в последние годы новые сейсмические и геологические данные противоречат хронологической трактовке магнитных аномалий, позволяющих раскрывать Евразийский бассейн на всю современную ширину и, соответственно, считать всю кору бассейна океанической.

Одной из особенностей структуры распределения осадочного чехла в Евразийском бассейне является то, что в его юго-восточной части мощность отложений как в котловинах Нансена и Амундсена (~ 5 км), так и в осевой части хребта Гаккеля (~ 2 км) значительно больше, чем в северо-западной части, в которой мощность не превышает ~ 1 км. Эти результаты сделаны на основе анализа карты мощности осадочного чехла Арктического бассейна, построенной по результатам переобработки материалов MOB, МОГТ, МПВ и ГСЗ, которые, начиная с 1960-х годов, выполнены российскими и зарубежными исследователями [3] (см. рис. 9).

Повышенная мощность осадочного чехла в юго-восточной части Евразийского бассейна приводит к тому, что эта часть Евразийского бассейна представляет собой фрагмент растянутой континентальной коры.

ВЫВОДЫ

Основные выводы по результатам проведенного исследования формирования Евразийского бассейна на основе результатов анализа комплексных геолого-геофизических данных следующие.

Анализ магнитометрических данных показал дискретность выделенных в котловинах Евразийского бассейна магнитных аномалий, вызванных системой протрузий, и не подтверждает их непрерывность и линейность.
Сейсмическими и геологическими исследованиями прослеживаются юрско‒раннемеловые осадочные комплексы на континентальном склоне котловины Нансена со стороны о. Таймыр и Баренцево-Карской окраины. От южной части хребта Ломоносова и лаптевоморского шельфа осадочный чехол начинается с апта, перекрывая позднекиммерийское складчатое основание, что указывает на то, что Евразийский бассейн возник задолго до начала спрединга – на ~ 140‒120 млн лет раньше.
По данным сейсмических исследований возраст хребта Гаккеля миоцен‒четвертичный.
Прилаптевоморская часть Евразийского бассейна является фрагментом растянутой континентальной коры.

Благодарности. Авторы благодарны коллегам М.В. Иванову и Н.Е. Леоновой (ВНИИОкеангеология, г. Санкт-Петербург, Россия) за обсуждение результатов и помощь в подготовке материалов. Авторы признательны рецензенту Ю.Л. Ребецкому (ИФЗ РАН, г. Москва, Россия) и анонимному рецензенту за полезные комментарии и редактору М.Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

Финансирование. Исследование проведено авторами без привлечения финансирования.

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