Коллектив авторов - Строение и история развития литосферы

Океанический этап начался после периода пенепленизации, фиксируемого на сейсмических профилях поверхностью регионального несогласия, разделяющего осадочный чехол поднятий и бассейнов на нижний и верхний структурные этажи, которые формировались при различных условиях осадконакопления. Это несогласие связывается с глобальным позднеолигоценовым тектоно-эвстатическим минимумом, который по периферии Арктического бассейна проявился формированием мощных кор выветривания ( Ким, 2003; Буценко, Поселов, 2004 ). Сейсмофации нижнего структурного этажа по своим характеристикам близки фациям морских мелководных терригенных осадков. Сейсмофации верхнего структурного этажа соответствуют фациям глубоководных отложений.

Основным геодинамическим содержанием рассматриваемого этапа являлось быстрое нетектоническое погружение или обрушение окаймленной присклоновыми прогибами области (географически представлявшей подвергавшуюся эрозии сушу или мелководный шельф) и формирование глубоководного Арктического бассейна, отделенного от шельфа эпиконтинентальным поясом флексурно-разломного обрушения.

Причины быстрого неотектонического погружения остаются неясными. Однако вероятно, что оно явилось проявлением глобального процесса крупноамплитудных неотектонических погружений обширных пространств, занятых современными океанами.

По мнению академика Ю.М. Пущаровского, выполнившего тектоническую типизацию 46-ти глубоководных впадин всех океанов Земли: «…даже в общем виде процесс не укладывается в строгие каноны спредингового развития … наряду с ним действовал и процесс тектонического опускания, что и привело к наблюдающейся достаточно сложной картине структурного развития океанского дна. Во всех рассмотренных океанах отмечен ступенчатый характер этого опускания, что отражает дискретный геодинамический режим нисходящих движений» ( Пущаровский, 2007, с. 121 ).

Анализ результатов глубоководного бурения в Мировом океане показал, что субаэральные базальтовые толщи II океанического слоя и их коры выветривания, образовавшиеся во временном интервале поздняя юра-мел-палеоген, испытали стремительное погружение до глубин 1–6 км ( Блюман, 2006 ).

В пределах Арктического океана погружение было неравномерным, ступенчатым: наибольшее погружение испытали области максимального подъема мантийных масс (и соответствующего утонения и деструкции коры) на предыдущем этапе (котловины Амундсена, Макарова, Нансена, Канадская). На сейсмических профилях, пересекающих провинцию Центрально-Арктических поднятий, отчетливо видно ступенчатое, по системе сбросов, погружение поверхности регионального несогласия как от хребтов и поднятий в прилегающие котловины, так и от Восточно-Сибирского шельфа во впадины Подводников-Макарова ( Буценко, Поселов, 2005 ).

Наиболее крупной регмагенной структурой позднеальпийского этапа является пояс флексурно-разломного обрушения, разграничивающий шельфовую и глубоководную (абиссальные и батиальные) области СЛО (рис. 12). Морфологически он выражен континентальным или материковым (в пределах области Центрально-Арктических поднятий) склоном различной ширины и крутизны. Ширина этого пояса колеблется от 40–50 км до 100 км. В его пределах в наиболее крутых частях континентального склона выделяется серия сбросовых уступов и достаточно многочисленные диагональные и поперечные к простиранию пояса разломы. В области Центрально-Арктических поднятий он разграничивает шельфовые области со стандартной континентальной корой и внутриокеанские поднятия Ломоносова и Менделеева и впадину Подводников с редуцированной или, на отдельных участках, реликтовой континентальной корой и является, таким образом, внутриконтинентальной флексурно-разломной зоной. Здесь наблюдается наименьшая крутизна материкового склона, бровка шельфа морфологически не выражена и порой трудно провести четкую границу между шельфовой и батиальной областью океана.

Заметная флексурно-разломная зона располагается по границе поднятия Ломоносова и котловины Амундсена, образуя вместе с Северо-Земельской и Лаптевоморской флексурно-разломными зонами единый морфоструктурный ансамбль континентального склона и подножья ( Нарышкин и др., 2005 )

Отметим, что по восточной границе поднятия Ломоносова пограничная флексурно-разломная зона морфологически выражена лишь на участке его сочленения с глубоководной котловиной Макарова, что лишний раз подчеркивает дифференцированный характер позднеальпийского проседания различных морфоструктур СЛО, обусловленный, как мы предполагаем, различной степенью преобразования коры на раннеокеаническом этапе.