В.С. ЗАРХИДЗЕ

ПАЛЕОГЕНОВАЯ И НЕОГЕНОВАЯ ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА

Геологическая история Арктики в мезозое и кайнозое. Материалы чтений памяти В.Н. Сакса. Книга 2, Санкт-Петербург. 1992

УДК 551.781/.782(268)

Скачать *pdf файл текста книги

 


Кайнозойская история Северного Ледовитого океана и его континентального обрамления на ранних этапах развития была тесно связана с тектонической эволюцией северных районов Атлантического и Тихого океанов. Активные глобальные процессы в них наложились на программу позднемезозойского-раннекайнозойского преобразования земной коры в северном полушарии, связанную с завершающими этапами альпийского орогенеза в Западной Арктике и континентальным морфоструктурным оформлением мезозоид в Восточной. На общем фоне геодинамических процессов, происходивших в глубоководных частях трех сопряженных в развитии океанов, создававших в силу своей тесной связи с мантийными процессами основные поля тектонических напряжений, реализация последних осуществлялась через каркасную сеть разломов, как регенерированных в кайнозое, так и вновь возникших. На каждом этапе развития в условиях направленных напряжений возникли парагенезы структур и сочетания палеогеографических обстановок, находившихся в динамической и генетической связи друг с другом.

Приступая к анализу эволюции палеотектонических обстановок кайнозоя Арктики, следует рассмотреть последовательность процессов геодинамического развития для Северной Атлантики и Северной Пацифики раздельно, с тем, чтобы оценить масштабность палеогеографических изменений.

Северная Атлантика. Океанизация в пределах Северной Атлантики происходила поступательно и направленно с юга на север, с раннего мела по палеоцен. Раскрытию, раздвижению или формированию новой океанической впадины каждый раз предшествовал этап воздымания, деструкции, растяжения земной коры, рифтогенеза и вулканизма. По завершению указанного цикла развития заканчивалась своеобразная подготовка к продвижению фронта океанизации, происходили обрушение, базификация, перемещения активной зоны океанического рифтогенеза в новую область.

Геодинамическая эволюция Норвежско-Гренландского суббассейна в кайнозое закономерно продолжила намеченную этапность тектонического развития Северной Атлантики, обнаружив при этом ряд специфических черт в эволюции, обусловленных, прежде всего, сложным взаимодействием тектонических сил нового глобального процесса и остаточных тенденций развития, отвечающих "доокеаническому" этапу. Начало палеогена ознаменовалось здесь нарастанием тектонической активизации: погружением материковых окраин, формированием предматериковых прогибов и эпиконтинентальных платформ.

Начало океанизации сопровождалось небывало грандиозными за всю историю развития Атлантического океана разноориентированными напряжениями, сопровождавшимися интенсивным базальтовым вулканизмом. Была сформирована Брито-Арктическая магматическая провинция общей площадью в несколько миллионов квадратных километров, известная также как Тулеанская. Возникновение глубоководной впадины Норвежско-Гренландского бассейна происходило при наличии по его периферии жесткой континентальной "рамы". В процессе океанизации, как отмечает Е.Е. Милановский [Милановский, 1977], сложно сочетались явления горизонтального растяжения, рассеянного на широкой площади или сосредоточенного в отдельных зонах (рифтогенез), и преобразования континентальной коры в океаническую ("базификация"). Несмотря на то, что всеми без исключения исследователями тектоники Норвежско-Гренландского бассейна отмечается сложность развития региона, общая закономерность развития океана сохранилась и здесь. Эволюция Норвежско-Гренландского суббассейна в кайнозое поучительна в том плане, что «...Норвежско-Гренландское море как сравнительно молодой водоем представляет собой отличную лабораторию для изучения процессов и событии участвующих в эволюции и развитии глубоководных зон океана и его неактивных материковых окраин» [Эльдхольм и др., 1984]. Сопоставление выявленной последовательности в ходе тектонических событий, взаиморасположение сегментов океанического дна в Северной Атлантике и Норвежско-Гренландском суббассейне, примыкающих один к другому, ассоциирует с образом волны, перемещающейся к северу ("волны океанизации"). Как мы увидим, эта "волна" только в конце палеогена - начале неогена подошла к Арктической области.

Восточная часть Арктического бассейна (в границах современного Амеразийского суббассейна), ограниченная Канадским щитом и мезозоидами Азии и Северной Америки, развивалась в палеогене сопряженно с Северной областью Тихого океана, тектоническая эволюция которого протекала по принципиально иной схеме, чем в Северной Атлантике и Норвежско-Гренландском бассейне. Ю.М. Пущаровский отметил, что наиболее характерным здесь было активное смещение геосинклинального процесса на юг в сторону океанического ложа Пацифики и возникновение новой линейной зрелой континентальной коры у материкового блока [Пущаровский, 1980].

Начиная с позднего мела, Восточно-Арктический шельф и шельф моря Бофорта были тесно связаны в развитии с мезозоидами, окаймляющими северную часть Тихоокеанского подвижного пояса. Доказательством этого может служить серия гигантских впадин, компенсированных в основном палеогеновыми осадками, заложение которых на шельфе, развитие и компенсация осадками были связаны со сводово-блоковыми движениями, поступательно мигрировавшими к северу в процессе становления мезозоид Восточной Сибири и Аляски в позднем мелу - палеогене. Это отчетливо видно на карте неотектонического районирования Северного Ледовитого океана, составленной Ю.Н. Кулаковым [Моря Советской Арктики, 1984]. Мезозоиды отчленили в позднем мелу от Тихого океана глубоководный бассейн в восточном секторе Арктики. Все эти события предваряют палеогеновый этап истории развития Северного Ледовитого океана.

 

ПАЛЕОГЕН

С палеоценом связано начало формирования Норвежско-Гренландского бассейна. Как отмечает О. Эльдхольм [Эльдхольм и др., 1984] образованию океанической впадины предшествовало сводовое поднятие, рифтогенез материковой коры, блоковые дислокации и затем общее опускание. Анализ геофизических материалов и палеоформационные реконструкции свидетельствуют о том, что палеоценовые осадки формировались здесь в системе краевых опусканий только вдоль материковых окраин Фенноскандии и Гренландии, а также во впадинах вдоль западных окраин Баренцевской плиты. Начальные этапы формирования следующей океанической впадины (Евразийского суббассейна) в конце палеогена и неогене были, очевидно, схожими с палеогеографическими обстановками Норвежско-Гренландского суббассейна в палеоцене.

В Центральном бассейне Шпицбергена прослеживаются обстановки осадконакопления восточных окраин формирующегося океана [Лившиц, 1973]. Характерно, что формирование мощных серий палеогеновых осадков началось в палеоцене в озерных и озерно-аллювиальных фациях.

В это же время в Восточной Арктике Северный океан формировался по качественно иной тектонической программе. Первые палеоокеанологические характеристики его глубоководной части в районе хребта Альфа были получены Д. Кларком [Clark, 1977; Clark, 1982]. Для осадков характерно повышенное содержание органического кремнезема (43,8-78,5%). Органические (кремнистые) остатки несут следы механических разрушений, но нет никаких признаков химических изменений. Температуры придонных и поверхностных вод, судя по ископаемым морским организмам, были близки к +15°, глубины бассейна в изученном районе были не менее 300 м.

По мнению Дж. Китчелл и Д. Кларка, предпринявших попытку реконструировать обстановку формирования кремнистых осадков в Северном океане в позднем мелу - эоцене, это был первый случай проявления апвелинга в Северном полушарии [Kitchell & Clark, 1982]. Авторы, рассматривая известные сегодня модели гидрологических обстановок в океанах [Berger, 1970], относят изучаемый ими бассейн к так называемому "эстуарному" типу, для которого характерен сток опресненных поверхностных вод и приток глубинных. Однако его история развития на протяжении позднего мела - эоцена (как и в более позднее время) была более сложной. Авторы выделяют в эволюции его палеоокеанологических обстановок три этапа и считают, что в рассматриваемый нами палеоценовый отрезок геологической истории он был практически изолированной глубоководной впадиной без значительных вертикальных изменений температуры и солености.

Для рассматриваемого этапа развития кремнистое накопление отмечается и в других районах Северного полушария - Западной Сибири и Северном море, где это явление связывается с активизацией магматических процессов в субаквальных обстановках и накоплением пеплов (с последующим их эпигенетическим преобразованием), естественных для эпохи возникновения и развития океанических впадин.

Столь же отрывочны материалы о характере шельфового осадконакопления в палеоцене Северного океана на востоке Арктики. Однако, разрез, описанный на Аляске в бассейне р. Колвилл американскими исследователями [Marinovich et al., 1985; Repenning et al., 1987] позволил по-новому оценить характер палеозоогеографических связей описываемого бассейна с другими районами Мирового океана в палеоцене. Анализ фаун разреза Point Ocean подтвердил отсутствие гидробиологических связей Северного океана с Атлантикой и Норвежско-Гренландским суббассейном, что делает предположение о существовании в позднем мелу - эоцене массива суши на месте будущего Евразийского океанического суббассейна [Зархидзе, 1985; Зархидзе, 1987], по меньшей мере, не лишенным основания. Сходство фаун моллюсков и остракод разреза Point Ocean и формации Cannonball в Северной и Южной Дакоте, как отмечают американские исследователи, отражает связи Северного океана с формировавшимися в раннем палеоцене бассейнами у восточных подножий воздымавшихся Кордильер.

Наконец, прибрежно-морское дельтовое и озерно-аллювиальное осадконакопление наиболее полно представлено формациями Юрика-Саунд в Канадской Арктике, Moos Channel и Reindeer в бассейне Бофорт - Макензи. Первая характеризуется своеобразием палеотектонических обстановок и исключительным разнообразием литологического состава. Анализ распределения депоцентров и областей сноса, их миграций и масштабов инверсий, учет скоростей осадконакопления (0,4 м/100 лет) и цикличности строения толщ указывают на своеобразие "юриканской орогении" [Miall, 1981; Miall, 1986; Rickets, 1986]. Структурно-тектоническое оформление юриканских бассейнов происходило в условиях тектонических воздействий со стороны Гренландии, расположенной в раннем палеогене между двумя активно развивающимися областями океанизации, а также со стороны Северного океана Восточной Арктики.

Таким образом, в палеоцене на восточных окраинах будущего Северного Ледовитого океана возник изолированный глубоководный бассейн, а на подступах к западным окраинам шло формирование полноценной океанической впадины атлантического типа.

Эоцен. Палеогеографическая ситуация этого этапа определялась в западном секторе Арктики дальнейшим развитием Норвежско-Гренландского бассейна и расширением глубоководных областей по окраинам формирующегося сводово-блокового поднятия в центральных его районах, развившегося впоследствии в срединно-океанические хребты (рис. 1). Одновременно с эволюцией новой океанической впадины на восточной ее окраине формировался шельфовый Баренцевский осадочный бассейн [Баренцевская шельфовая плита, 1988]. Осадки его северного побережья хорошо изучены в Центральном бассейне Шпицбергена, где представлены двумя макроритмами: морскими песчаниками, сменяющимися вверх по разрезу лагунными аргиллитами и алевролитами, которые вновь сменяются песчаниками, алевролитами и аргиллитами с прослоями гравелитов, конгломератов и пластом каменного угля. Осадки второго макроритма залегают на нижележащих породах с размывом, представлены толщей, характеризующейся значительной изменчивостью состава и мощности и венчаются озерно-болотными отложениями [Лившиц, 1973]. Судя по очертаниям осадочных бассейнов, на севере архипелага существовала устойчивая суша. В центральных частях Баренцевского бассейна осадки были, видимо, более однородными. На востоке простиралась Урало-Новоземельская полоса невысоких островов, в пределах которых формировались пенеплены и коры выветривания. Восточнее были развиты низкие озерно-аллювиальные равнины. На юго-западе Баренцевский бассейн граничил с Балтийским щитом, представлявшим в начале палеогена более обширное сводовое поднятие [Хольтедаль, 1958], северные окраины которого, подвергались деструкции в связи с тектоническим развитием Норвежско-Гренландского бассейна.

Рис. 1. Арктика в эоцене.

Западно-Сибирский бассейн ("Обское море") в эоцене включал одноименную равнину и южную половину Карского моря. Рассматриваемый этап был временем максимального распространения палеогеновой трансгрессий. В ее максимум (первая половина позднего эоцена) бассейн ингрессировал по депрессиям в пределы Уральской палеосуши. Реликты мелководных осадков представлены песчанистыми диатомитами с прослоями опок, трепелов и песчаников, а также глинистыми опоками с прослоями глауконито-кварцевых песчаников и алевролитов. В центральных частях бассейна были развиты преимущественно кремнисто-глинистые, кремнистые и глинистые осадки с прослоями диатомитов. Анализ фауны показывает, что глубины бассейна не превышали 200 м, а воды имели нормальную соленость. Ни Урал, ни Таймырская возвышенность в эоцене как главные источники сноса выражены не были: терригенный материал поставлялся, в основном, с востока и юго-востока (П.П. Генералов, устное сообщение, 1990 г.). Источниками поступавшего кремнезема могли быть области с широко развитыми корами выветривания, вулканические пеплы, термальные воды. Западно-Сибирский бассейн сыграл исключительно важную роль в эоценовой истории Северного Ледовитого океана: Северный океан Восточной Арктики в максимум развития трансгрессии и в более ранние этапы оказался связанным через него и Тургайский прогиб с морями Тетиса. Создалась уникальная палеоокеаническая обстановка, возник ряд эпиконтинентальных и океанических бассейнов, протянувшихся от Восточной Арктики до Средиземноморья, со сложной системой течений, меняющимися химизмом вод и соотношениями терригенного, биогенного и прочих типов осадконакопления. Палеогеографические обстановки эоцена в Арктике, изображенные на рис, 1, показывают, что по окраинам уникального бассейна формировались, в основном, терригенные осадки (пески, глины, алевриты, насыщенные обломками углей), фиксируя обстановки морского мелководья, сменяющегося фациями дельт и прибрежных равнин.

Олигоцен - время радикальных перестроек природных обстановок в Арктике. Был завершен "предокеанический" этап развития Норвежско-Гренландского суббассейна и сформирован океанический бассейн, отделенный от Северной Атлантики сухопутным мостом Туле. "Фронт океанизации" вплотную подошел к западным окраинам будущего глубоководного Арктического бассейна (рис. 2). Обширное эоценовое поднятие на месте современного глубоководного Евразийского суббассейна сменилось, видимо, обширной аккумулятивной равниной, временами заливаемой морем.

Рис. 2. Арктика в олигоцене.

В олигоцене в Норвежско-Гренландском суббассейне, суда" по резкому сокращению видового и родового разнообразия некоторых групп морской фауны и флоры, исчезновению доминантных форм и изменению структуры ранее установившихся сообществ, произошла коренная перестройка круговорота водных масс предыдущего этапа развития. Общие с тропической Атлантикой виды радиолярий и диатомей [История…, 1979] почти отсутствуют. В связи с этим можно предположить неритические и сравнительно холодноводные условия. Тектонический режим в течение олигоцена также неоднократно менялся при параллельном осуществлении двух процессов: разобщения континентальных массивов и относительного обмеления краев бассейна. Углубление Норвежско-Гренландского суббассейна сопровождалось воздыманием сопряженных, с ним в развитии регионов. Эоценовый Баренцевский бассейн регрессировал.

Активизация геодинамической обстановки в пределах будущего глубоководного Евразийского суббассейна в конце палеогена, а также процессы возрождения щитов и орогенов в границах Северного и Полярного Урала, Новой Земли, горного Таймыра и Среднесибирского плоскогорья, привели уже в раннем олигоцене к смещению области седиментации к центру Западно-Сибирского бассейна и одновременной смене морского осадка накопления континентальным. Обширная регрессия, охватившая Западно-Арктический шельф, сопровождалась формированием ряда сводовых поднятий, наиболее обширным из которых было Карское. Значительные структурно-тектонические преобразования произошли в пределах Северного океана. Регрессия охватила также Восточно-Арктический шельф. Резко замедлились процессы осадконакопления и сократились площади осадочных бассейнов в Канадской Арктике, усложнилась палеогеографическая обстановка в бассейне Бофорт - Макензи. Видимо, и в этой части Арктики произошло сокращение областей глубоководного осадконакопления до центральных частей Северного океана.

Подводя итог, следует отметить, что западная (Евразийская) часть глубоководного Арктического бассейна в палеогене не была ни океаническим, ни даже глубоководным бассейном. Об этом свидетельствует ярко выраженная этапность развития процесса океанизации в Северной Атлантике, а затем и в Норвежско-Гренландском суббассейне. На это же указывают палеогеографические обстановки палеогена на прилегающих территориях. Судя по очертаниям окраинных зон палеогеновых морей Шпицбергена, на севере архипелага существовала устойчивая суша. О ее возможном более широком распространении может свидетельствовать факт близости флор палеогена Шпицбергена, Гренландии, Северо-западной Канады и Аляски [Буданцев, 1983]. Наконец, анализ структурного рисунка карты неотектонического районирования Арктики, составленной Ю.Н. Кулаковым [Моря Советской Арктики, 1984], указывает на развитие Евразийского суббассейна как обособленной структуры, которая, судя по компенсационным прогибам на ее окраинах, на каком-то этапе в палеогене могла существовать в виде обширного сводово-блокового поднятия, еще не вступившего в стадию рифтогенеза и обрушения, осуществившихся уже в неогене.

Почти с конца мела по эоцен включительно в восточной части будущего Северного Ледовитого океана между хребтами Альфа и Менделеева и арктическим побережьем Северной Америки существовал практически изолированный морской океанический(?) бассейн. В его пределах в позднем мелу - палеоцене началось формирование эндемичных морских фаун. Процесс их эволюции усложнился в эоцене в связи с возникновением гидробиологических связей с морями Тетиса. Но активное формирование арктической биоты началось лишь с олигоцена - раннего миоцена, когда в связи с началом формирования глубоководной Евразийской впадины наметились прямые гидробиологические связи Норвежско-Гренландского суббассейна и Северного океана. Затем происходит значительное ухудшение климата, формируются арктотретичные флоры и морские фауны - предшественники современной биоты.

 

НЕОГЕН

С продвижением процессов океанизации в Евразийский суббассейн в неогене началось активное преобразование земной коры прежде всего в Западном секторе Арктики. Однако формирование молодой океанической впадины не могло не способствовать активизации тектонических процессов в пределах всей Арктической геодепрессии.

Миоцен. В раннем миоцене еще существовали, по-видимому, сухопутные связи между Западной Европой и Северной Америкой, что подтверждается миграцией крупных млекопитающих [Жегалло, 1973]. Однако, эти связи периодически прерывались, что объясняется высокой тектонической активностью, непрерывными изменениями морфоструктуры дна и сменой гидробиологических обстановок. По данным М.Г. Петрушевской [История микропланктона, 1979], в нижне-средне-миоценовых отложениях Норвежского моря и тропической Атлантики появляются общие виды радиолярий и диатомей, что может быть объяснено только единой системой циркуляции вод. В среднем миоцене к ней подключаются моря Паратетиса и Тетиса.

В конце среднего миоцена экспансия фаун из тропической Атлантики в северные широты заканчивается. В Северной Америке на границе среднего и позднего миоцена фиксируется еще одна миграция крупных млекопитающих - обитателей открытых ландшафтов (Hipparion, Equus и др.) В.И. Жегалло отмечает практическую невозможность перехода млекопитающих через Восточно-Сибирскую флористическую провинцию (лиственные-темнохвойные леса) и далее через Берингию [Жегалло, 1973]. Но невозможной представляется и их миграция через миоценовые "мосты" в Норвежско-Гренландском бассейне, к тому времени (~10 млн. лет назад) уже не существовавшие. Можно предположить, что эта миграция прошла в Центральной Арктике через массивы суши, расположенные по окраинам формировавшегося Евразийского суббассейна. Его развитие в неогене привело к консолидации структур Баренцевско-Карского шельфа в рамках единой плиты. Теперь эта часть Арктики, развивавшаяся в палеогене (по крайней мере, Баренцевский бассейн) как шельф Норвежско-Гренландского суббассейна, стала шельфом и второго океана, что явилось для нее определяющим моментом на всех последующих этапах развития. На значительной части Западно-Арктического шельфа продолжалось развитие обширной суши Западно-Арктической, основными элементами которой становились на различных этапах пояса приокеанических поднятий. На севере ими служили архипелаги Свальбард, Земля Франца-Иосифа и Северная Земля, на западе - о. Западный Шпицберген, о. Медвежий и Скандинавия, а также сводовые поднятия на шельфе (рис. 3). Миоцен явился временем интенсивных тектонических перестроек в регионе. Ю.Я. Лившиц отмечает, что в постолигоценовое время наступил период самых интенсивных тектонических движений за всю платформенную историю Шпицбергена [Структура и история…, 1986]. Пока нет достоверных данных о ходе тектонических преобразований в миоцене на других архипелагах, но даже самый общий анализ их рельефа подтверждает наличие в их тектонических границах поднятий сводового типа, расчлененных на отдельные острова в процессе дальнейшей деструкции северной и западной окраин Баренцево-Карской плиты.

Основной особенностью палеогеографических обстановок миоцена было наличие в пределах суши разветвленной гидросети (рис. 3), способствовавшей интенсивному размыву рыхлого чехла преимущественно палеоценового и эоценового возраста. Реконструкция ее проводилась совместно с Е.Е. Мусатовым по сейсмоакустическим данным [Зархидзе и Мусатов, 1989]. Во внимание принимались относительные и абсолютные глубины палеоврезов, которые достигают 100-150 и 550 м соответственно, и мощности их осадочного выполнения [Баренцевская шельфовая плита, 1988]. Тальвеги трассировались вдоль днищ депрессий, установленных в кровле донеогеновых пород, по направлению к береговым линиям палеобассейнов [Зархидзе и Мусатов, 1989]. Относительный уровень последних определялся путем сейсмостратиграфического анализа и в соответствии с общими палеогеографическими реконструкциями. Материалы по палеогидросети в пределах Карского свода заимствованы из работы А.С. Красножен [Красножен, 1982].

Рис. 3. Арктика в миоцене.

Снос осадочного материала в миоцене частично осуществлялся в океанические впадины на запад и север, где у подножий континентального склона формировались мощные толщи терригенных осадков [Батурин, 1987]. Однако, судя по характеру палеогидросети, еще один депоцентр осадконакопления располагался вдоль южных границ Западно-Арктической суши. Здесь был сформирован обширный, вытянутый с запада на восток внутриконтинентальный бассейн, слабо сообщавшийся с глубоководным Арктическим через пролив между Североземельским сводовым поднятием и полуостровом Таймыр. Осадки нижнего-среднего миоцена представлены, в основном, слюдистыми песками, глинами и алевритами с пропластками гравийников и обломков углей, а также слабо литифицированных растительных остатков. Спорово-пыльцевые спектры характеризуют лесную растительность. Преобладает пыльца сосны и ели (среди них Pinus cristata, P. protocemba), a также Tsuga crispa. Разнообразно представлена пыльца Quercus, Salix, Castanea, Fagus, Betula и др. Отмечаются Alnus, Podocarpus, Pterocarya, Carpinus, Corylus, Ilex и др. Присутствуют споры Osmunda, Lycopodium; травянистые представлены единичной пыльцой маревых, полыней. Нижне-среднемиоценовые осадки фациально однообразны на обширном пространстве от Печорской низменности до Северной Земли [Зархидзе, 1982]. Значительная часть разреза характеризует, видимо, озерно-аллювиальные обстановки седиментации. Однако, нередко отмечаются прослои морских, сравнительно мелководных отложений. На островах Восточно-Арктического шельфа одновозрастные осадки представлены в сходных фациях и охарактеризованы близкими по составу спорово-пыльцевыми спектрами. Формация Бофорт, широко развитая в районах побережья Арктической Канады, также близка к описываемым осадкам по литологическому составу [Хиллз и Файлз, 1974; Matthews, 1976; Matthews, 1987]. С продвижением процессов океанизации в Центральную Арктику и вхождением формирующейся здесь океанической впадины в систему циркуляции вод Мирового океана, на фоне начавшегося похолодания в миоцене произошла своеобразная "нивелировка" литодинамических обстановок по периферии будущего единого глубоководного Арктического бассейна.

В позднем миоцене характер осадков, формирующихся в Печорско-Западносибирской системе депоцентров несколько меняется: становятся преобладающими обстановки морского осадконакопления, связанного с прямым воздействием еще одного "надрегионального" фактора - глобальных тектоно-эвстатических колебаний уровня Мирового океана. Его повышения неоднократно приводили к возникновению гидробиологических связей между Печоро-Западносибирским внутриконтинентальным бассейном, Северо-Европейскими бассейнами и даже морями Паратетиса, с одной стороны, а с другой - с морями Восточной Арктики и, возможно, Северной Пацифики. О возникновении в олигоцене (?) - миоцене подобных связей свидетельствует известная общность комплексов фораминифер и некоторых моллюсков на видовом и чаще родовом уровнях [Барановская и Зархидзе, 1985].

Анализ миоценовой растительности в различных районах Арктики свидетельствует о существовании явно выраженной климатической зональности по крайней мере со среднего миоцена. Дж. Мэтьюз, изучавший растительность формации Бофорт на островах Бэнкс и Мейхен [Matthews, 1976; Matthews, 1987], обратил внимание на явное обилие болотных и тундровых растений. Учитывая своеобразный набор представителей также и лесной флоры, он реконструировал в этом районе Канадского архипелага древнюю лесотундровую зону, не отрицая возможности ее перехода и в древнюю тундру. Простым объяснением этого феномена могла бы быть географическая близость холодного Ледовитого океана, что подтверждается данными Д. Кларка и др. [Clark et al., 1980] о возникновении паковых льдов и донных ледово-морских терригенных осадков в позднем миоцене. Однако автору представляется, что подобное объяснение было бы явным упрощением той палеогеографической обстановки, которая возникла в Арктике в раннем неогене. Ведь наряду с появлением первых низменных тундр возник еще один природный феномен - мерзлота, что отмечает и Дж. Мэтьюз [Matthews, 1976; Matthews, 1977; Matthews, 1987], анализируя климатические обстановки арктического побережья Северной Америки и Гренландии в неогене. Начиная со среднего миоцена в Канадской Арктике мерзлотные обстановки вполне реальны. Зоогеографы и палеоботаники в поисках; представителей предковых форм современных фаун и флор Арктики нередко предполагают их существование в олигоцене. Геологи также не отрицают возможности формирования осадков, связанных с повышенной ледовитостью Северного Ледовитого океана, еще в олигоцене. Существовавшая на месте Евразийского суббассейна суша, разделявшая на протяжении всего палеогена Северный океан и Норвежско-Гренландский суббассейн, начиная с олигоцена благоприятствовала возникновению "морского оледенения" (в виде паковых льдов различной мощности) в окружающих ее морях и "наземного оледенения" (в виде мерзлоты и покровно-островного или покровно-горного оледенения) на островах или массивах околополюсной суши.

Палеогеографическая эволюция формирующегося Амеразийского суббассейна в пределах палеогенового Северного океана была весьма сложной. В районе хребта Альфа Д. Кларком описаны верхнемеловые - эоценовые осадки, насыщенные кремнистыми организмами (см. выше), а выше по разрезу - верхнемиоцен-плиоценовые и плейстоценовые осадки уже с секреционной фауной [Clark, 1977; Clark, 1982; Clark et al., 1980]. Это свидетельствует о коренных изменениях палеоокеанологических обстановок в олигоцене и миоцене, связанных со значительными перестройками структурно-тектонического плана.

На значительную часть олигоцена и ранний миоцен приходится перерыв в осадконакоплении, зафиксированный в разрезах скважин и на сейсмопрофилях даже такого устойчивого бассейна осадконакопления, как Бофорт - Макензи [Deitrich et al., 1985; Young & McNell, 1984]. Таким образом, коренные изменения палеогеографических обстановок в Арктике, начавшиеся в олигоцене, достигли своего пика в миоцене. Наиболее активные тектонические преобразования произошли в западном секторе формирующегося Северного Ледовитого океана: на месте современных акваторий Баренцева и Карского морей в олигоцене - раннем миоцене структурно оформилась обширная суша, практически в тектонических границах Баренцево-Карской окраинно-материковой плиты [Баренцевская шельфовая плита, 1988], обязанная своим происхождением, видимо, двум формирующимся у ее западных и северных окраин молодым океаническим впадинам; у южных ее границ возник Печоро-Западносибирский седиментационный бассейн (система бассейнов); в миоцене, как и в дальнейшем, очевидно, чередовались периоды расширения и ликвидации его гидробиологических связей с Северо-Европейскими и глубоководным Арктическим бассейнами. На рис. 3 показана ситуация этапа гидробиологической изоляции в условиях падения уровня Мирового океана.

Возникновение Западно-Арктической суши имело большое значение для формирования природных обстановок во всей Арктике: атлантические течения, поворачивая вдоль ее западной окраины и проходя мимо северной Гренландии, вторгались в Арктический бассейн, способствуя потеплению на его периферии - в Гренландии, на Канадском Арктическом архипелаге, Аляске и даже Восточно-Арктическом шельфе.

Плиоцен явился эпохой дальнейшего активного развития океанических впадин и сопряженных с ними шельфовых областей. Плиоценовый осадочный чехол в пределах Печоро-Западносибирского осадочного бассейна имеет более сложное строение по сравнению с миоценовым: для него характерны иная цикличность, многочисленные внутрицикловые несогласия, свидетельствующие о неоднократных смещениях береговой линии, многофазовость трансгрессий. Практически во всех свитах плиоцена присутствуют осадки, свидетельствующие о нарастающем во времени преобладании гляциоморского осадконакопления. Если диамиктиты в колвинской серии (N13 (?) – N21) отмечаются еще в виде отдельных маломощных (до 5-7 м) прослоев в основании разрезов свит, то в свитах перекрывающей падимейской серии (N2) диамиктиты занимают уже до 30-50% от их объема, а верхнеплиоценовые отложения в целом имеют преимущественно гляцио-морской генезис. О произошедших изменениях свидетельствует и иной характер плиоценовой погребенной речной сети по сравнению с миоценовой: ее сложный рисунок (рис. 4) связан с преобразованием структурно-тектонического плана, неоднократными вторжениями североатлантических вод, а также с возрастающей ролью нового для Западно-Арктического шельфа процесса - формирования значительных массивов морских льдов, ледниковых куполов и их последующей деградации. Об усилении тектонических движений разного ранга свидетельствуют, прежде всего, и изменения в очертаниях Западно-Арктической суши: в ее пределах стали закладываться или возрождаться глубокие депрессии - будущие приокеанические желоба Нордкапский, Медвежинский, Франц-Виктория, Святой Анны, Воронина. Единый еще в миоцене континентальный массив приобрел более сложные очертания, на что указывает и расположение речных палеодолин [Зархидзе и Мусатов, 1989].

Сложность морфоструктурного плана Западно-Арктической суши в плиоцене проявилась в двукратных, по меньшей мере, повышениях уровня Мирового океана. В эти периоды расширения границ осадочного бассейна (или нескольких бассейнов) происходило его соединение с Норвежско-Гренландским главным образом через впадину формирующегося в плиоцене Нордкапского прогиба, Эти события зафиксированы появлением атлантической фауны в разрезах падимейской серии Тимано-Уральской области [Зархидзе, 1970; Зархидзе, 1987], а также в плиоценовых отложениях севера Западной Сибири и п-ова Таймыр. В плиоценовых отложениях Таймыра также отмечено заметное влияние "североокеанских" и "тихоокеанских" фаун. Их периодическое появление связано, возможно, с расширением границ бассейна в районе Енисей-Хатангского прогиба и пролива Вилькицкого. Этапность колебаний уровня Мирового океана приводила к периодическому распаду Западно-Арктической суши на отдельные крупные архипелаги. Так, к западу и востоку от Новой Земли на шельфе, по крайней мере, дважды возникали опресненные бассейны, о чем свидетельствует характер обнаруженной в прибрежных районах фауны. Рисунок плиоценовой палеогидросети также подтверждает это (рис. 4). В границах Нордкапского прогиба палеодолины фиксируются часто в виде отдельных фрагментов (временных проток), возникающих обычно по периферии суши в периодически затапливаемых зонах. Подобные "бессточные" переуглубления устанавливаются на многих сейсмоакустических профилях, пересекающих депрессии в дочетвертичном рельефе.

Рис. 4. Арктика в плиоцене.

Таким образом, палеогеографическая эволюция Западной Арктики в плиоцене происходила под влиянием двух основных факторов - тектонического и эвстатического. Их сочетание привело к природным обстановкам, исключительно благоприятным для возникновения и развития нового дата Западной Арктике феномена - оледенений. Ретроспективно оценивая ход палеогеографической эволюции Западной Арктики в неогене, мы получаем возможность предпринять попытку реконструкции обстановок накопления снежно-ледовых масс в пределах участков суши, граничивших с океаническими бассейнами: Гренландии, Скандинавии, Западно-Арктической, Таймыра. Периоды создания обширных снежно-ледовых полей возникали неоднократно, начиная, по меньшей мере, с позднего миоцена - раннего плиоцена в глубоководном Арктическом бассейне и со среднего плиоцена (3.0-3.5 млн. лет) в море Баффина и Норвежско-Гренландском суббассейне [Michael et al., 1986]. Несомненно их влияние на процессы формирования климата в Западной Арктике. Зимний снежный покров, судя по ископаемым флорам, был развит здесь еще в олигоцене. Постоянно существовавшие в Евразийском суббассейне с момента его зарождения морские льды, вероятно, привели к увеличению продолжительности снежного покрова, высокое альбедо которого, по гипотезе Х. Лэмба [Lamb, 1955], вызывало тропосферные похолодания. Они, в свою очередь, приводили к формированию барической ложбины в высотной циркуляции атмосферы, что создавало благоприятные условия для проникновения в регион циклонов; далее этот процесс прогрессирующего накопления снежно-ледовых масс шел уже известным путем. Долговременным источником обильного питания была, прежде всего, Северная Атлантика, а также Норвежско-Гренландский суббассейн, которые инициировали оледенения в Гренландии, Скандинавии и на Западно-Арктической суше. В каждом из этих регионов "ледниковые" циклы реализовались по-разному. Появление ледниково-морских осадков в море Баффина свидетельствует о раннеплиоценовом оледенении в Гренландии в обстановке контакта с двумя крупными водными бассейнами с запада и востока, характеризующимися сложной системой теплых и холодных течений. Каждый из этих бассейнов был источником питания снежных массивов и ледников на суше. Возможно, эти процессы начались еще в олигоцене, когда существовало обширное сводовое поднятие, охватывавшее и современную Внутригренландскую впадину; но более вероятно, что это произошло уже после обрушения данного свода. С раннего- среднего плиоцена в Северном полушарии возник таким образом постоянный крупный центр оледенения, приводящий к "выхолаживанию" Арктики, от которого в отдельные этапы позднекайнозойской истории отделялись и эволюционировали другие центры оледенений.

Анализ ледниковых систем и источников питающей их влаги позволяет отнести всю Западную Арктику, Евразийский суббассейн и значительную часть Канадского Арктического архипелага, не говоря уже о Гренландии и Фенноскандии, к областям атлантического питания. Такой же, а возможно и большей, была эта область в плиоцене, когда теплые течения проникли в Арктический бассейн, отепляя северное побережье Америки, а в эпохи существования сухопутной Берингии - и Северо-Восток СССР. В неогене, благодаря теплым атлантическим течениям, проникавшим в Северный Ледовитый океан, количество осадков резко возрастало, и создавались условия для образования значительных масс льда. О возможном формировании локальных покровных оледенений в пределах гипотетических массивов суши даже на аляскинском шельфе свидетельствуют осадки самого древнего (и самого обширного) на Аляске неогенового (?) оледенения. Реальность существования подобных палеогеографических ситуаций в плиоцене подтверждается появлением в разрезах плиоцена толщ ледниково-морских осадков. Характер их структурно-текстурных особенностей, состав и изменения по разрезу морских ископаемых организмов свидетельствует о накоплении этих толщ в широком диапазоне бассейновых обстановок. На контакте с плиоценовыми ледниками накапливались отложения, ничем не отличающиеся от современных, формирующихся в приледниковых морских, озерных и лагунных бассейнах [Drewry, 1986].

В течение доплиоценовой истории развития Северного Ледовитого океана в кайнозое четко прослеживается взаимосвязь событий во всех его районах. В плиоцене она становится еще более очевидной: с началом формирования Евразийского суббассейна происходят радикальные тектонические преобразования, как глубоководного Арктического бассейна, так и окружающих его шельфовых областей.

И. Херман выделяет в плиоцене и антропогене три крупных этапа эволюции климата (III - 5,0-3,0 (2,9) млн. лет; II - 3,0-0,9 млн. лет; I - 0,9-0,1 млн. лет), связанных, по ее мнению, с глубокими изменениями природных обстановок в Арктике [Herman, 1976; Herman, 1983; Herman & Hopkins, 1980; Herman & Osmond, 1984]. Каждому выделенному этапу отвечают осадки определенного состава, охарактеризованные своеобразными комплексами микрофауны. И. Херман, приводя комплексную литолого-палеонтологическую характеристику осадков древнего этапа, отмечает, что они формировались в глубоководном бассейне с низкими температурами и нормальной соленостью, но без постоянного ледового покрова. Красноватый цвет осадка свидетельствует об окисленности придонных вод и активном гидрологическом режиме. Наличие, наряду с глубоководными, мелководных бентосных фораминифер связывается с переотложением их зимними прибрежными льдами, дрейфовавшими через глубоководный бассейн. Д. Кларк выделяет в этом же временном интервале две пачки осадков А и В [Clark et al., 1980], связывая особенности их литологического состава с размывом слабо литифицированных пород, обогащенных железом и марганцем, а также, возможно, кор выветривания. В. О’Нейл [ONeil, 1981] отмечает, что для пачки А характерно почти полное отсутствие планктона и преобладание Textularia с кремнистой раковиной. Последнее позволяет предположить, что фауны формировались в условиях повышенной ледовитости океана и недонасыщенности придонных вод кислородом. Эти выводы в целом противоречат палеоокеанологическим реконструкциям И. Херман [Herman, 1976; Herman & Hokins, 1980]. Однако, как представляется автору, И. Херман не сделала никакой ошибки, так как биостратиграфические и литологические данные по осадкам плиоцена (или более древним) не коррелируют с голоценовыми океанологическими условиями, связанными с современным морфоструктурным планом Северного Ледовитого океана, который в плиоцене был иным. Этапность преобразования структуры океана и окружающих его шельфов прослеживается в эволюции их палеогеографических обстановок. Колонки, исследованные В. О'Нейлом [ONeil, 1981], расположены на западном склоне поднятия Альфа, и восстанавливаемые им палеоокеанологические обстановки относятся к плиоценовому Канадскому бассейну. И. Херман [Herman, 1976; Herman, 1983; Herman & Hopkins, 1980; Herman & Osmond, 1984] оперирует данными по колонкам, расположенным на восточном склоне поднятия Менделеева. Судя по принципиальному отличию комплексов фораминифер и некоторым другим параметрам, изученные районы относились к различным частям одного бассейна с разными гидрологическими обстановками, а возможно, и к различным бассейнам. Это подтверждается анализом геолого-геофизических и батиметрических материалов по современному Евразийскому суббассейну [Структура и история…, 1986], где выделяются Канадская субокеаническая провинция и Трансарктическое батиальное мегаплато, включающее порог Ломоносова, поднятия Альфа и Менделеева, разделяющие их котловины Макарова и Подводников, а также Чукотское плато. Детальный анализ батиметрических карт позволил Г.Д. Нарышкину выделить наряду с Канадской котловиной Центрально-Арктическую область океанических поднятий (в границах Трансарктического батиального мегаплато) с системой наложенных впадин (Г.Д. Нарышкин, устное сообщение, 1988). Видимо, восстанавливаемые И. Херман палеоокеанические обстановки относятся не к Канадскому бассейну, а к одной из таких впадин, связанных в развитии в плиоцене с Восточно-Арктическим шельфом и Евразийским суббассейном и обладавших иной, чем в Канадской котловине, системой течений и иными палеогидробиологическими условиями.

В раннем- среднем плиоцене на Западно-Арктическом шельфе осадконакопление осуществлялось при нарастающей роли гляцио-морских обстановок, а Печоро-Западно-Сибирский внутриконтинентальный бассейн был полностью изолирован от Норвежско-Гренландского суббассейна и его системы теплых атлантических течений. О плиоценовых осадках в формирующемся Евразийском суббассейне практически ничего не известно. Можно лишь предположить, что продукты размыва с Западно-Арктической суши поступали не только на юг во внутриконтинентальный бассейн, но и на запад и север в формирующиеся океаны. Осадки миоцена (?) и плиоцена в скв. 344 (в районе хр. Книповича), представленные в терригенных, преимущественно шельфовых фациях, являются показателем активного сноса материала через краевые желоба и континентальный склон. Подобным же образом накапливались плиоценовые осадки в формирующейся котловине Нансена. Трансарктическое батиальное мегаплато активно поставляло в олигоцене - раннем (?) миоцене терригенный материал значительной мощности в пределы абиссальной равнины Амундсена и Канадской батиальной равнины; в неогене там формировался лишь маломощный чехол глубоководных океанических осадков. Интенсивное накопление терригенных осадков осуществлялось на окраинах Восточно-Арктического, Аляскинского и Канадского шельфов. Крупнейший депоцентр седиментации существовал в море Бофорта, где формировались [Deitrich et al., 1985; Young & McNell, 1984] морские и дельтовые осадки значительной мощности (Iperk sequence).

Окраины Восточно-Арктического шельфа сыграли огромную роль в трансконтинентальных миграциях морских фаун. Обмен фаунами между различными участками Арктического шельфа происходил на протяжении всего кайнозоя. Он особенно активизировался в периоды тектоно-эвстатического повышения уровня Мирового океана, с которым и связывается появление в бассейнах планктона (фораминифер, диатомей). Так, в неогеновых бассейнах Западной Арктики известен ряд видов фораминифер, впервые появившихся в Северной Пацифике и Северном океане в олигоцене - миоцене: Cyclogyra involvence (Reus), Elphidiella nitida Cushm, Miliolinella circularis (Bomem), Glandulina nipponica Asano, Cibicides lobatulus (Walk et Jacob), Protelphidium ustulaturn, Trifarina fiuence (Todd) и др. [Барановская и Зархидзе, 1985]. Часть видов, появившихся в неогеновых отложениях Западной Арктики, транзитом перешла в Североморский бассейн: Cassidulina teretis Tappan, Elphidiella arctica (Parker et Jones), Cassidulina carinata Silv, Protelphidium orbiculare (Brady), Cribroelphidium ftigidum (Cushm.) и др.

Особое место среди руководящих видов - мигрантов принадлежит Cibicides grossus Ten Dam et Reinchold. B море Бофорта этот вид появляется в миоцене в формации Mackenzie Bay, в Печоро-Западносибирском бассейне - раннем (?) - среднем плиоцене и падимейской серии, просуществовав до начала эоплейстоцена, в бассейне Северного моря Cibicides grossus характеризует зону NSB-15 (средний плиоцен). По мнению автора, это - пример транзита вида через Арктический шельф в Северную Атлантику. Таким образом, в период 5,0-3,0 млн. лет в Арктике даже в различных районах современных глубоководных областей формирующегося океана существовали различные палеоокеанические обстановки.

Еще более разнообразными были гидробиологические условия на окружающем шельфе и климат на примыкающей суше. Наиболее значительным природоформирующим фактором были теплые течения, проникающие в Евразийский суббассейн вдоль окраин Западно-Арктической суши. И. Херман считает [Herman & Osmond, 1984], что около 3 млн. лет назад в Арктическом бассейне произошли радикальные изменения палеоокеанологических обстановок: появились осадки со значительным количеством грубообломочного материала, содержащие в разрезах глубоких колонок слои с обильной мелководной бентосной фауной фораминифер, произошло ослабление вертикаль­ной циркуляции, понизились насыщенность кислородом придонных вод и биологическая продуктивность. Четкая стратификация придонных вод связывается И. Херман [Herman & Osmond, 1984] с периодическим поступлением в бассейн значительных объемов пресных вод вследствие таяния айсбергов, морского льда, шельфовых и наземных ледников, а также увеличения речного стока. Вместе с этим отрицается наличие постоянного пакового льда в Арктике, но эти выводы сделаны по материалам, характеризующим палеоокеанологические обстановки скорее всего локального (?) бассейна, соединяющегося, возможно, с Евразийским океаном и примыкающего к Восточно-Арктическому шельфу. Б.И. Ким [Ким, 1992] с концом позднего миоцена связывает интенсивные поднятия Восточно-Арктического шельфа, формирование древней речной сети, фрагментарно сохранившейся даже в пределах континентального склона. Автор же полагает, что эти события, как и размыв ранее накопленных морских отложений, произошли в среднем плиоцене, т.е. в период, совпадающий с началом этапа II И. Херман [Herman, 1976; Herman & Hopkins, 1980]. Участившиеся в плиоцене периоды гидробиологической связи Печоро-Западносибирского бассейна с Норвежско-Гренландским сопровождались этапами деградации периодически возникавших в пределах Западно-Арктической суши ледников. В окружающие бассейны поступали значительные массы пресных вод, способствовавших формированию обширных полей морских льдов, и вновь возникали обстановки, благоприятствующие возникновению наземного оледенения. Рассматриваемый период геологической истории в Западной Арктике был наиболее благоприятен для автоколебаний в системе океан – атмосфера - морские льды [Захаров, 1981].

Д. Кларк [Clark et al., 1980] выделяет на Канадской батиальной равнине в интервале 3,0 млн. лет - 1,0 млн. лет слои С-Н и формирование каждого из них связывает с изменениями гидробиологических обстановок. Осадки отличаются по цвету, содержанию фораминифер, включений железомарганцевых конкреций и степени сортировки. В сводных разрезах на определенных уровнях намечаются региональные перерывы. В. О'Нейл [ONeil, 1981] отмечает появление в составе бентоса представителей роталиид и милиолид. Колебания состава и количества фораминифер в разрезе свидетельствуют о постоянных изменениях ледовитости бассейна и периодичности усиливавшихся гидробиологических связях с Атлантикой. Намечается надрегиональная корреляция палеоокеанологических событий между различными областями Северного Ледовитого океана. Расширение гидробиологических связей с Атлантикой совпало с раскрытием (3 млн. лет назад) Берингова пролива. В пределах Канадской батиальной равнины Д. Кларк отмечает изменения структурно-фациальных условий и перерыв в седиментации около 2,2 млн. лет назад. Учитывая относительность определений абсолютного возраста формации, невозможно дать точные корреляции событий. Однако, в интервале 2,4-2,0 млн. лет на Аляске, в пределах Канадской Арктики и Северной Гренландии произошли радикальные перестройки природных обстановок, связанные с изменениями климата (формации Fish Creek, Cape Deceet, Cap Cobenhavn) [Funder et al., 1985; Repenning et al., 1987].

В рассматриваемый этап истории Северного Ледовитого океана эволюция палеоокеанологических обстановок происходила на фоне завершения морфоструктурного оформления глубоководного Арктического бассейна и его шельфов, особенно Западно-Арктического. В раннем плейстоцене там произошла инверсия рельефа в пределах Печоро-Западносибирского бассейна. Один из предшествующих ей этапов изображен на рис. 5. В раннем - среднем плейстоцене на месте депоцентра седиментации уже возникла суша, и осадконакопление сместилось в пределы современных акваторий Баренцева и Карского морей. Там же стали проходить теплые атлантические течения. Изменения палеоокеанологических обстановок в Западной Арктике нашли отражение во всех областях Северного Ледовитого океана. Так, в Северной Гренландии в формации Cap Cobenhavn [Funder et al., 1985] на рубеже 1,0 млн. лет исчезает лесная и лесотундровая растительность. В глубоководных районах океана возникли условия, идентичные современным и образовался постоянный паковый лед. Чередование осадков, богатых и бедных фораминиферами, по мнению И. Херман [Herman & Hopkins, 1980; Herman & Osmond, 1984], связано с вариациями солености поверхностных вод и колебаниями ледовитости. Этими событиями завершился неогеновый период развития Северного Ледовитого океана.

Рис. 5. Арктика в эоплейстоцене.

Автор благодарен Ивонн Херман, первой ознакомившей его с материалами по позднекайнозойской истории глубоководного Арктического бассейна; Дэвиду Кларку, любезно приславшему литературу, позволившую познакомиться с его взглядами на рассматриваемую проблему; Джону Мэтьюзу, беседы с которым по интересующему автора вопросу, а также знакомство с присланными публикациями, позволили сформулировать многие из рассмотренных в статье проблем. Автор глубоко признателен коллегам по работе П.П. Генералову, Я.И. Полькину, А.С. Красножен, Ю.Я. Лившицу, И.И. Киселеву, Е.Е. Мусатову, Г.Д. Нарышкину, В.Я. Слободину, М.Л. Вербе за просмотр статьи, ее обсуждение и критику.

 

Список литературы

1.      Барановская О.Ф., Зархидзе B.C. Биостратиграфические аспекты кайнозойской истории Арктического шельфа (фораминиферы, моллюски) // Геологические события в истории плиоцена и плейстоцена северных и южных морей. Уфа, 1985. С. 16-32.

2.      Батурин Л.Г. Эволюция северной части Баренцева моря в области сочленения с Евразийским океаническим бассейном // Океанология. T.XXVII. Вып. 3. 1987. С. 418-424.

3.      Баренцевская шельфовая плита. Под редакцией акад. И.С. Грамберга // Тр. ПГО "Севморгеология". Л, Недра, 1988. 263 с.

4.      Буданцев Л.Ю. История арктической флоры эпохи раннего кайнофита. Л, Наука, 1983. 156 с.

5.      Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых // Моря Советской Арктики. Т.9. Л, Недра, 1984. 280 с.

6.      Жегалло В.И. Межконтинентальные связи некоторых групп млекопитающих Евразии и Северной Америки в неогене // Берингийская суша и ее значение для развития Голарктических флор и фаун в кайнозое. Тезисы докладов. Хабаровск. 1973. С. 29-31.

7.      Зархидзе B.C. История развития фауны морских моллюсков приатлантического сектора Арктики в позднем кайнозое // Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Гидрометеоиздат. 1970. С. 186-193.

8.      Зархидзе B.C. Третичные отложения архипелага Северная Земля // Геология архипелага Северная Земля. Л, ПГО "Севморгеология", 1982. С. 130-133.

9.      Зархидзе B.C. Новейший этап развития Арктического шельфа // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М., Наука, 1985. С. 58-65.

10.  Зархидзе B.C. Кайнозойская история малакофауны северного Ледовитого океана // VIII Всесоюзное Совещание по изучению моллюсков. Тезисы докладов. Л, Наука. 1987. С. 14-76.

11.  Зархидзе B.C., Мусатов Е.Е. Основные этапы палеогеографического развития Западной Арктики в позднем кайнозое // Критерии прогноза минерального сырья в приповерхностных образованиях севера Западной Сибири и Урала. Тюмень, 1989. С. 123-140.

12.  Захаров В.Ф. Льды Арктики и современные природные процессы. Гидрометеоиздат, 1981. 136 с.

13.  История микропланктона Норвежского моря (по материалам глубоководного бурения) // Исследования фауны морей. XXIII (XXXI). Л, Наука, 1979. 192 с.

14.  Красножен А.С. История новейшего развития южной части Новой Земли // Геология Южного острова Новой Земли. Л, ПГО "Севморгеология", 1982. С. 100-108.

15.  Лившиц Ю.Я. Палеогеновые отложения и платформенная структура Шпицбергена. Л, Недра, 1973. 159 с.

16.  Милановский Е.В. Проблема формирования и структурной эволюции Северной Атлантики // Основные проблемы рифтогенеза. Новосибирск, 1977. С. 60-72.

17.  Пущаровский Ю.М. Проблемы тектоники океана // Тектоника в исследованиях Геологического института АН СССР. Пейве А.В. (ред.). М., Наука, 1980. С. 123-175.

18.  Структура и история развития Северного Ледовитого океана. Л., ПГО "Севморгеология", 1986. 141 с.

19.  Хиллс Л.В., Файлз Ю.Г. Формация Бофорт Канадского арктического архипелага // Берингийская суша и ее значение для развития голарктических флор и фаун в кайнозое. Тезисы докладов. Хабаровск, 1974. С. 27-28.

20.  Хольтедаль Y. Геология Норвегии. Т. II. Иностранная литература, 1958. 395 с.

21.  Эльдхольм О., Майр A.M. и Сундвор Е. Строение и развитие континентальной окраины Норвежско-Гренландского моря // Геология Арктики. 27-й Международный геологический конгресс. Доклады. Т. 4, 1984. С. 37-51.

22.  Berger W.N. Biogenous deep-sea sediments: fractionation by deep-sea circulation // Geol. Soc. Am. Bull. 81. 1970. P. 1385-1402.

23.  Clark D.L Climatic factors of the Late Mesozoic and Cenozoic Ocean // Polar Oceans. M.J. Dunbar (ed.). Arctic Institute of North America, Calgary, 1977. P. 603-615.

24.  Clark D.L The Arctic Ocean and Post-Jurassic paleoclimatology // Berger W.N. and Crowell J.C. (eds.). Climate in Earth history. Studies in geophysics. National Academy Press, Washington DC, 1982. P. 133-138.

25.  Clark D.L, Whitman R.R., Morgan K.A. and Mackey S.D. Stratigraphy and glacial-marine sediments of the American Basin, Central Arctic Ocean. The Geol. Soc. of America. Spec. Pap. 181. 1980. 57 p.

26.  Deitrich J.B., Dixon J. and Mcnell D.N. Sequence analysis and nomenclature of Upper Cretaceous to Holocene strata in the Beaufort-Mackenzie Basin //Current research. Part A. Geol. Surv. of Canada, Paper 85- 1A, 1985. P. 613 - 628.

27.  Drewry D. Glacial geologic processes. Cambridge, 1986. 285 p.

28.  Funder S., Abrahamson N., Bernike C. and Feyling-Hanssen R.W. Forested Arctic: Evidence from North Greenland // Geology. V.13. 1985. P. 542 -546.

29.  Herman Y. Arctic Ocean sediments, microfauna and the climate record in Late Cenozoic time // Herman Y. (ed.). Marine geology and oceanology of the Arctic sea. Springer-Verlag, Berlin. Heidelberg, New York, 1976. 397 p.

30.  Herman Y. Baffin Bay: Present-day analog of the central Arctic during late Pliocene to mid-Pleistocene time // Geology. V. II. 1983. P. 356 -359.

31.  Herman Y. and Hopkins D.M. Arctic Oceanic climate in Late Cenozoic time // Science. V.209. 1980. P. 557-562.

32.  Herman Y., Osmond J.K. Late Neogene Arctic paleoceanography: micropaleontology and chronology // Milankovitch and climate. Part 1. A.J. Berger et al (ed). 1984. P. 241-250.

33.  Kitchell J.A. and Clark D.L Late Cretaceous-Paleogene paleogeography and paleocirculation: Evidence of north polar upwelling // Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology. 40 1982. P. 135 - 165.

34.  Lamb H.H. Two-way relationship between snow or ice limit and 100-150 mb thickness in the overlying atmosphere. Quart. J. Roy. Meteorol. Soc. V.8. 1955. P.172-189.

35.  Miall A.D. Late Cretaceous and Paleogene sedimentation and tectonics in the Canadian Arctic Islands. Geol. Assoc. Canada. Spec. Pap. V.23, 1981. P. 221-272.

36.  Miall A.D. The Eureka Sound Group (Upper Cretaceous - Oligocene) Canadian Arctic Islands // Bull, of Canad. Petrol. Geol. V.34. N 2. 1986. P. 240-270.

37.  Marincavich L., Brouwers E.M. and Carter L.D. Early Tertiary marine fossils from northern Alaska: Implications for Arctic Ocean paleogeography and faunal evolution // Geology. V.13. 1985. P. 770-773.

38.  Matthews J.V.Jr. Insect fossils from the Beaufort Formation: geological and biological significance. Geol. Surv. of Canada. Paper 76-1B. 1976. P. 217-227.

39.  Matthews J.V. Coleoptera fossils: their potential value for dating and correlation of late Cenozoic sediments // Can. J. Earth Sci, 1977. P. 2330-2347.

40.  Matthews J.V. Plant macrofossils from the Neogene Beaufort Formation on Banks and Meighen Islands, District of Franklin // Current Research, Part A, Geol. Surv. of Canada. Paper 87-1A. 1987. P. 73 - 87.

41.  Michael et at Results preliminaries de la campagne de forages du N.O. Joides Resolution dans la Baie de Baffin et la Mer de Labrador (program international ODP, Leg. 105) "2 C.R. acad.sci." Ser. 2 303. N 5. 1986. P. 385-390.

42.  0'Neil B.J. Pliocene and Pleistocene benthic foraminifera from the Central Arctic Ocean // Journ. of Paleontology. V.55, N 6. 1981. P.1141-1170.

43.  Repenning С.A., Brouwers E.M., Carter D.L., Marincovich L. and Ager Т.A. The Beringian Ancestry of Phenacomys (rodenits: Cricetidae) and the beginning of the Modem Arctic Ocean borderland biota // US Geol. Surv. Bull. 1687. 1987. 31 p.

44.  Rickets B.D. New formations in the Eureka Sound Group, Canadian Arctic Islands // Current Research. Part B. Geol. Surv. of Canada. Paper 86-1B. 1986. P. 363-374.

45.  Young F.G. and Mcnell D.H. Cenozoic stratigraphy of the Mackenzie Delta, Northwest territories // Geol. Surv. of Canada Bull. 336. 1984. 63 p.

 

Ссылка на книгу:

Зархидзе В.С. Палеогеновая и неогеновая история развития Северного Ледовитого океана. // Геологическая история Арктики в мезозое и кайнозое. Материалы чтений памяти В.Н. Сакса. Книга 2, Санкт-Петербург. 1992, с. 6-28.

 


eXTReMe Tracker

 
Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz