ArticlePDF Available

Чехович В.Д., Лобковский Л.И., Кононов М.В., Шеремет О.Г. Позднемеловая-палеогеновая трансформная зона между литосферными плитами Евразии и Северной Америки // Геотектоника. 2015. № 5. С. 3–23.

Authors:
ГЕОТЕКТОНИКА, 2015, № 5, с. 1–21
1
ВВЕДЕНИЕ
Проблема географического положения грани
цы между литосферными плитами Северной
Америки и Евразии выявилась практически с
первых лет развития парадигмы новой глобаль
ной тектоники. С самого начала она касалась со
временных границ этих плит, фиксируемых по
проявлениям сейсмичности. Так, на одной из
первых схем деления Земли на литосферные пли
ты область северовостока Евразии и Аляски, где
могла проходить эта граница, оставалась белым
пятном [59]. Впервые эта граница была намечена
в работе Дж. Дьюи и Дж. Бёрда [29] и трассирова
лась от сочленения КурилоКамчатской и Алеут
ской островных дуг через Камчатский перешеек в
сторону устья р. Лены. Последовательное нара
щивание материалов по сейсмичности (1971–
1980 гг.) позволили определить положение зон
рассеянной сейсмичности – Магаданскую (от
Камчатского перешейка) и хребта Черского с вы
ходом к шельфу в направлении югозападного
окончания хребта Гаккеля [7]. До формирования
современной малой литосферной плиты Берин
гия [13] это и определяло положение позднемело
вой–палеогеновой границы между плитами
Евразии и Северной Америки, когда значитель
ная северовосточная часть Евразии входила в со
став СевероАмериканской плиты. Традиционно
стало считаться, что эта граница возникла в конце
позднего мела после основных тектонических со
бытий раннего и среднего мела, затронувших
крайний северовосток Азиатского континента и
Аляску [17, 19, 28, 36, 51, 69].
В современной структуре континентальная
кора северовостока Евразийского и Северо
Американского (Аляска) континентов смыкают
ся как в области шельфа Берингова моря на юге,
так и шельфа Чукотского моря на севере. При ре
конструкциях на поздний мел и палеоген для этих
шельфовых областей вставал вопрос о существо
вании границы между Северной Америкой и
Евразией [2, 34, 37, 40, 63, 66, 71, 76]. К такому вы
воду приводили, с одной стороны, геологические
данные по Чукотскому морю, Берингову проливу
и северной Аляске, а также данные расчетов век
торов и скоростей перемещения Северной Аме
рики и Евразии с конца позднего мела (рис. 1).
Общая оценка геологической ситуации показы
вала, что возможное положение этой границы
между названными плитами, скорее всего, следо
вало искать в земной коре Берингова и Чукотско
го морей. В акватории Берингова моря такая ра
бота была проделана [22]. Было установлено, что
в пределах как Алеутской океанической котлови
ны, так и в шельфовой области Берингова моря
существует несколько протяженных разрывных
нарушений, затрагивающих не только земную ко
ру, но и верхнюю мантию. Было показано, что ки
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА МЕЖДУ
ЛИТОСФЕРНЫМИ ПЛИТАМИ ЕВРАЗИИ И СЕВЕРНОЙ АМЕРИКИ
© 2015 г. В. Д. Чехович
1
, Л. И. Лобковский
2
, М. В. Кононов
2
, О. Г. Шеремет
1
1
Геологический институт РАН, Москва, 119017, Пыжевский пер., д. 7,
e"mail: vadim@ilran.ru
2
Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, Москва, 117997, Нахимовский пр., д. 36
Поступила в редакцию 10.03.2015 г.
В пределах акваторий Чукотского моря и Амеразийского бассейна Арктического океана проведены
исследования, основанные на вычислении аномалий
D
функции (метод совместного анализа грави
тационных и магнитных данных). Результатом этих исследований стало выявление протяженных
разрывных нарушений, затрагивающих по данным расчетов положения верхних и нижних кромок
возмущающих масс, как земную кору, так и верхнюю мантию. Показано, что эти разломы являются
правыми сдвигами, продолжающими позднемеловые–палеогеновые структуры подобного же рода в
земной коре Берингова моря, что дает основание рассматривать эшелонированную сдвиговую систе
му Берингова и Чукотского морей и Амеразийского бассейна в качестве реликта позднемеловой–па
леогеновой трансформной зоны между литосферными плитами Евразии и Северной Америки.
Ключевые слова:
Восточная Арктика, Амеразийский бассейн, Берингово море, расчет аномалий
D
функции, тектоника, палеогеодинамические реконструкции
DOI:
10.7868/S0016853X15050033
УДК 551.24.242.2
ПРОВЕРЕНО КОРРЕКТОРОМ.
Материал отправлен на согласование
2
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
нематика этих разрывов соответствует правосто
ронним сдвигам. Рассчитанные палеогеодинами
ческие реконструкции положения Северной
Америки относительно “неподвижной” Евразии
на 80, 52–50, 50–47 и 15–20 млн лет позволили
показать, что выявленные эшелонированные раз
ломы (сдвиги), вероятно, представляют собой ре
ликты позднемеловой–палеогеновой транс
формной зоны между плитами Евразии и Север
ной Америки. Однако упомянутые сдвиги были
прослежены лишь до Берингова пролива, север
нее которого в области Чукотского моря наши ис
следования не проводились. Сходное направле
ние со сдвиговой зоной в Беринговом море имеет
“трансформная зона” [25], выделяемая в Чукот
ском море и Канадской океанической котловине,
однако, она является более ранней по возрасту
(рис. 2). Таким образом, возможное обнаружение
сохранившихся следов сдвиговых зон позднеме
лового–палеогенового возраста в Чукотском мо
ре и Амеразийском бассейне, которые можно бы
ло бы рассматривать, как продолжение сдвигов
такого же возраста Берингова моря, полностью
подтвердило бы существование в позднем мелу и
палеогене трансформной зоны между плитами
Евразии и Северной Америки.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Возможности метода совместного анализа гра
витационных и магнитных данных – аномалий
D
функции, вытекают из свойства трансформан
ты и аналитических, а также численных расчетов,
выполненных на моделях реальных геологиче
ских сред [16, 24]. Принципиальные основы этой
методики описаны в нашей работе [22], в которой
показано, что линейное расположение аномалий
D
функции отвечает разломам в земной коре.
Следует отметить, что точность положения вы
численных аномалий на соответствующих про
филях отвечает масштабу 1 : 300000 [64, 65]. Неко
торые другие аспекты, относящиеся к методике
исследований, как, например, однотипность ре
альных кривых гравитационных и магнитных
аномалий, определяющих положение аномалий
D
функции в пространстве, а также сходство вы
численных аномалий
D
функции на ряде смеж
ных профилей позволяют говорить о сходстве
возмущающих масс и убеждают в правомерности
2500
2000
1500
1000
500
0
–500
80 млн лет
С. Америка
3.8
2.8
Евразия
Пацифика
–500 0 500 100015002000
56–50 млн лет
С. Америка
3.0
2.3
Евразия
Пацифика
–500 0 500 100015002000
40 млн лет
С. Америка
2.2
1.6
Евразия
Тихий океан
–500 0 500 100015002000
12 3
2.3
20 млн лет
С. Америка
2.2
1.6
Евразия
Тихий океан
–500 0 500 100015002000
2500
2000
1500
1000
500
0
–500
Рис. 1.
Направления и скорости перемещения Евразии и Северной Америки на 80, 56–52, 40 и 20 млн лет, по [22, 23]
1
– континенты;
2
– акватории и граница шельфа;
3
– рассчитанные направления и скорости перемещения континен
тов в см/год
ТИХИЙ
ЧУКОТСКОЕ
МОРЕ
Корякское
нагорье
БЕРИНГОВО МОРЕ
Алеут
Беринговский
Камчатка
ОКЕАН
ская котловина
Чукотка Сьюард
Колвил
хр. Брукса
?
бассейн
Хоуп
о. Врангеля
надвиг
Чукотско
трансформа
?
?
?
?
Геральд
Канадская
Аляска
хр. Ширшова
хр.
Але
Бауэрса
ут
ска
я дуга
1234567
Рис. 2.
Схема исходных данных по сдвиговым систе
мам Берингова и Чукотского морей
1
– Азиатский и СевероАмериканский (Аляска) кон
тиненты;
2
– Тихий океан и глубоководные котлови
ны;
3
– шельфовые области;
4
– надвиги;
5
– сдвиги;
6
– ЧукотскоКанадская трансформа по [25];
7
– Але
утская и КурилоКамчатская зоны субдукции
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 3
соединения точек, отмечающих положение ано
малий.
Основные расчеты выполнены в пределах двух
участков по субширотным профилям с шагом
50 км (положение профилей показано на рис. 7).
Первый участок охватывает акваторию Чукотско
го моря с границами от 180
°
на западе до 155
°
з.д.
на востоке. Профиль 2 пересекает северную часть
Берингова пролива около 65
°
с.ш., а профиль 23
располагается вблизи 74
°
с.ш. Такое субширотное
расположение профилей на первом участке, так
же как и на втором, обеспечивало обнаружение
аномалий
D
функции, связанных с разломами
субмеридионального направления. Второй уча
сток охватывает южную часть Амеразийского
бассейна и был выбран после получения результа
тов по первому участку [23]. Расчетные профили
субширотного направления (24–37) пересекают
морфологическую структуру, выступающую за
пределы края шельфа Чукотского моря, извест
ную как Чукотский выступ (“бордерленд”), при
рода которого многими исследователями тракту
ется как чужеродная, а также Чукотскую впадину
и южную часть хребта Менделеева. Северной гра
ницей расчетных профилей является 81
°
с.ш., се
вернее которой магнитные данные не могут быть
корректно использованы.
КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ ПО ГЕОЛОГИИ
ЧУКОТСКОГО МОРЯ,
АМЕРАЗИЙСКОГО БАССЕЙНА
И КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН
При необходимой общей характеристике гео
логического строения области исследований не
обходимо упомянуть о соотношениях Чукотки и
полуострова Сьюард, разделенных всего 50 кило
метрами Берингова пролива. В работе [22] было
показано, что структура полуострова Сьюард в
конце позднего мела не принадлежала Аляске, а,
более вероятно, вместе с восточной Чукоткой
входила в систему фрагментов древнего конти
нента Арктида, переработанных более поздними
движениями и процессами. Полуостров Сьюард
лишь в палеогене причленился к Аляске [12, 22].
Северовосточная Чукотка и сам Чукотский по
луостров еще недостаточно изучены, также как
окаймляющий их шельф, в связи с чем, пока не
вырисовывается никаких связей между структу
рами суши и шельфа западной части Чукотского
моря, кроме той, что фундаментом этого шельфа
являются структуры северной Чукотки. Структу
ры полуострова Сьюард и смежного с востока
террейна Куйюкук отделены от расположенного
на севере орогенного сооружения хребта Брукса
крупным сдвигом Кобук, который имеет длитель
ную историю формирования. Непосредственно
севернее Берингова пролива в акватории распо
лагается ориентированный в широтном направ
лении и выклинивающийся к западу бассейн Ко
цебу, выполненный палеогеновыми отложения
ми небольшой мощности (до 2000 м). Его
северным ограничением является свод Коцебу
также широтный, который по зоне разломов ши
риной 5–7 км граничит с кайнозойским бассей
ном Хоуп. Некоторые исследователи считают, что
эта зона разломов связана со сдвиговыми движе
ниями, которые могли быть обусловлены продол
жавшейся в кайнозое активностью сдвига Кобук
[44, 71]. Структуры бассейна Хоуп имеют северо
западную ориентировку, а в западных частях бас
сейна они становятся север–северозападными
[70]. Максимальные мощности осадков достига
ются в отдельных грабенах, но не превышают
5800 м. Вероятно бассейн Хоуп наследует какую
то более древнюю структуру, поскольку акустиче
ский фундамент располагается на глубине поряд
ка 12 км [50]. Северной границей бассейна явля
ется сложная структура поднятии (свода) Геральд.
Северовосточная часть поднятия Геральд огра
ничена надвигом с амплитудой порядка 15 км, по
которому нижнепалеозойские (?) осадочные по
роды вместе с нижнемеловыми отложениями на
двинуты на верхнемеловые толщи [42, 43]. По
данным сейсмопрофилирования считается, что
главный срыв надвига (detachment) располагается
южнее в фундаменте упомянутого бассейна Хоуп
на глубине 60 км [59].
Главными структурами Арктической Аляски
являются юрскосреднемеловой ороген хребта
Брукса и верхнемеловой бассейн Колвилл, запол
ненный терригенными отложениями [18, 20, 30].
Поверхностным продолжением структур хребта
Брукса на западе является ориентированная по
чти под прямым углом к нему надвиговая зона
холмов Лисберн [36, 59]. Исследование глубин
ного строения Аляски по проекту ТрансАляс
кинского пересечения (TransAlaska Crustal
Transect (TACT)), начавшееся в 1995 году, завер
шилось в 2007 году [36]. Важные результаты полу
чены при морских сейсмических исследованиях
по профилю через шельф Берингова и Чукотско
го морей [50]. Наземные сейсмические исследо
вания показали, что супракрустальные срывы
(detachment) во фронтальной зоне складчатона
двигового пояса хребта Брукса сопровождаются
внутрикоровыми и нижнекоровыми срывами во
внутренней зоне со срывом основания (basal de
tachment), располагающимся несколько выше
поверхности Мохо. Согласно интерпретации сей
смических данных, СевероАляскинская плита
расщепляется в области нижней коры и мантии
относительно более жестким индентором плиты
Северного Склона. Сейсмические отражения в
нижней коре и мантии показывают, что две ман
тии с различными сейсмическими скоростями
перекрывают друг друга, формируя образ конти
нентальной субдукции, сходный с установлен
4
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
ным в Альпах [62, 67, 75]. В связи с этим мощ
ность земной коры хребта Брукса составляет
50 км, тогда как в более южных районах конти
нентальной Аляски она не превышает 35 км [57].
Однако по направлению на запад высоты хребта
Брукса снижаются и уменьшаются мощности
земной коры [59]. Холмы Лисберн одноименного
полуострова северной Аляски также сложены па
кетом тектонических пластин с типичными дуп
лексструктурами. Однако этот ансамбль харак
теризуется восточной вергентностью структур. К
западу, на шельфе Чукотского моря сейсмически
ми исследованиями установлено существование
поднятия Геральда [56, 67, 73]. Поднятие Гераль
да, также как сопровождающий его на севере од
ноименный надвиг, сформированы в позднеме
ловое–палеоценовое время [68, 73]. Мощность
земной коры поднятия Геральда (32 км) и ее стро
ение не позволяют проводить четких аналогий со
строением коры хребта Брукса. Однако существо
вание глубинного (60 км) срыва, о котором гово
рилось выше, может свидетельствовать о принци
пиально сходном процессе формирования этих
структур, хотя и разделенных во времени. По
скольку в районе Берингова пролива отмечены
многочисленные свидетельства разновозрастных
этапов растяжения земной коры [34, 63, 71] воз
можность проявления аналогичного процесса в
районе поднятия Геральда, результатом которого
было уменьшение мощности коры, кажется веро
ятной. Это объяснение, вполне вероятно, может
быть применено также и к изменению простира
ния надвига поднятия Геральда на шельфе и тем
более к еще более резкому развороту надвиговых
структур полуострова Лисберн относительно на
двига хребта Брукса. Расстояние между уходящим
на юг в акваторию Чукотского моря надвигом
Лисберн и также скрывающимся под морскими
водами надвигом хребта Брукса составляет менее
50 км. Это сочетание формирует резкий поворот
складчатого сооружения – так называемый Чу
котский синтаксис [59]. Поскольку время непо
средственного образования надвигов полуостро
ва Лисберн совпадает с формированием надвига
хребта Брукса (поздний неоком–ранний апт),
разворот структур полуострова неизбежно про
изошел позже – в позднемеловую–палеогеновую
эпоху. Вполне резонно связывать как процессы
растяжения, так и поворот структур, со сдвигами,
существование которых, как будет показано ни
же, подтверждается линейным расположением
аномалий
D
функции.
На шельфе Чукотского моря в районе непо
средственной близости восточного отрезка под
нятия Геральда к полуострову Лисберн и западнее
девонсковерхнеюрского прогиба Ханна, распо
лагается область субмеридиональных разрывов
шириной порядка 100 км [67]. Эта сеть разрывов
отвечает южной части ЧукотскоКанадской
трансформы [25]. Кроме этого, в этой же зоне, за
хватывая северную часть поднятия Геральд, уста
новлена протяженная (250 км), меридионально
ориентированная полоса интенсивной положи
тельной магнитной аномалии шириной 35–40 км,
которая интерпретируется как присутствие в аку
стическом фундаменте магматических пород [67].
Примерно в 100 км севернее западной части
надвига Геральд располагается СевероЧукотский
осадочный бассейн [4, 68, 73].
Северо"Чукотский
осадочный
бассейн
протягивается в субширот
ном направлении на 600 км при средней ширине
порядка 150 км. На сейсмических профилях аку
стический фундамент уверенно устанавливается
на глубине 18 км и предположительно до 20 км
[56]. Прогиб асимметричен в поперечном сече
нии: его южное крыло более крутое по сравнению
с северным крылом. Осевая зона и северное кры
ло прогиба осложнены поперечным поднятием
вдоль меридиана 170
°
з.д. Поднятие устанавлива
ется по подошве барремальбских и более древ
них отложений. По подошве верхнемеловых от
ложений оно почти не проявляется. По данным
[56] перегиб на южном борту прогиба выражен
слабо, что не соответствует данным по сейсмиче
скому профилю [73]. Для уточнения этого вопро
са нами просчитан ряд профилей с определением
аномалий
D
функции в крест основного прости
рания бассейна и сделаны такие же расчеты по
опубликованному сейсмическому профилю [73].
Было установлено, что аномалии
D
функции,
фиксирующие две зоны сближенных разломов,
четко прослеживаются вдоль всего южного борта
СевероЧукотского бассейна (рис. 3). По направ
лению опубликованного сейсмического профиля
[73] нами был сделан расчет аномалий
D
функ
ции, который показал, что рассчитанные анома
лии располагаются над проекциями разломов, от
мечающих резкий перегиб на южном борту бас
сейна (рис. 4). Восточное центриклинальное
замыкание этого бассейна, характеризуется не
только существенно меньшей мощностью слага
ющих его отложений, но и отгорожено от основ
ного бассейна перемычкой [56]. К южному борту
центральной части СевероЧукотского бассейна
по данным [4, 56] подходит субмеридиональный
трог шириной до 100 км. Он выполнен отложени
ями нижнего карбона и более молодыми, анало
гичными заполнению трога Ханна. Оба трога раз
деляются поднятием, расположенным непосред
ственно севернее надвига Геральда. Ширина
этого поднятия порядка 200 км. В его пределах от
сутствуют отложения, начиная от нижнего карбо
на вплоть до верхнего мела.
Северным ограничением СевероЧукотского
прогиба является валообразное СевероЧукот
ское поднятие протяженностью в запад–северо
западном направлении более 500 км при ширине
50–75 км. В СевероЧукотском поднятии мощ
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 5
ность осадочного чехла может достигать 6–7 км.
К юговостоку, в пределах Аляскинской части
шельфа Чукотского моря, установлено еще одно
поднятие – свод Барроу, в котором доаптские от
ложения отсутствуют, а более молодые отложения
несогласно перекрывают ордовикскосилурий
ский складчатый комплекс. В северозападной
краевой части свода Барроу на поверхность дна
непосредственно выходят образования ордовик
скосилурийского комплекса [43, 44].
Чукотский “бордерленд” или Чукотский вы
ступ непосредственно примыкает к шельфу Чу
котского моря. В тексте сохранен термин “бор
дерленд”, т.е. выступ континентального шельфа,
хотя, как будет показано ниже, он таковым не
считается [41, 45, 49] и, по сути дела, не является.
Его морфологическое строение определяется
двумя меридионально ориентированными поло
жительными структурами – хребтом Нордвинд на
востоке и собственно Чукотскими поднятием и
плато на западе. Протяженность этих структур
порядка 600 км и они разделены достаточно
сложно построенным бассейном Нордвинд такой
же протяженности. Хребет Нордвинд на востоке
круто обрывается в сторону Канадской океаниче
ской котловины, а Чукотское поднятие на западе
переходит в неширокую Чукотскую впадину, от
Аномалии
D
функции
Палеоген
Неоген–квартер
Апт–верхний мел
PU
BU
Фа
IU
mBU
2 км
Палеоген
mBU
BU
1
2
3
4
5
t, c
Рис. 4.
Сегмент сейсмического профиля через южный склон СевероЧукотского бассейна с элементами интерпрета
ции по [73]. Треугольниками показано положение аномалий
D
функции
123 4 5 6 7
о. Врангеля
о. Геральд
СевероЧукотское поднятие
СевероЧукотская впадина
600
400
200
12345 67 8 910
11
12
50
200
100
6
9
12
14
Рис. 3.
Схема положения аномалий
D
функции по
рассчитанным профилям, пересекающим Северо
Чукотский бассейн
1
– остров Врангеля;
2
– надвиг Врангеля–Геральда;
3
– транслитосферные сдвиги по анализу положения
аномалий
D
функции;
4
– рассчитанные профили и
положение на них аномалий
D
функции;
5
– изопа
хиты в пределах СевероЧукотского бассейна;
6
– ба
тиметрия;
7
– положение участка сейсмического про
филя по [73], показанного на рис. 4
6
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
деляющую Чукотское поднятие от хребта Менде
леева (рис. 5). Континентальная природа хребта
Нордвинд достаточно определенна [41], что хоро
шо согласуется с данными гравиметрической
карты и расчетами [46]. Однако в некоторых гра
бенах в бассейне Нордвинд утонение коры, веро
ятно, было существенным. Восточный фланг
хребта Нордвинд возвышается над ложем смеж
ной с востока Канадской котловины на 3500 м, а
вершинная его поверхность находится под мор
скими водами на глубинах 500–1200 м. Пробы,
поднятые с юговосточной части хр. Нордвинд
[41], обнаружили кемброордовикские и верхне
миссисипские–пермские мелководные карбона
ты. Подчеркивается литологическое сходство па
леозойских пород хр. Нордвинд и одновозраст
ных отложений Канадского Арктического
архипелага. Триасовые алевролиты, песчаники и
аркозовые турбидиты содержат фауну раннего–
позднего триаса и по литологии также сходны с
триасовыми отложениями Канадского Арктиче
ского архипелага. Юрские породы в хр. Нордвинд
представлены пелитами и рассматриваются как
грабеновые фации начала рифтогенного этапа
образования Канадского бассейна. В хр. Норд
винд установлены также аптальбские и сеноман
туронские породы [41]. На уровне раннего эоцена
регистрируется пик подъема горста Нордвинд.
Более молодые кайнозойские отложения пред
ставлены турбидитами и алевролитами миоцена–
раннего плиоцена, образующими своеобразный
осадочный чехол, мощность которого колеблется
от 0.25 до 2.5 км. Считается, что строение Чукот
ского поднятия и плато полностью аналогично
строению хребта Нордвинд, который по своему
строению интерпретируется как внешняя часть
шельфа, отколотого от Канадского Арктического
архипелага. В этом случае при ширине Чукотско
го поднятия порядка 200 км необходимо предпо
ложить существенное наращивание этой части
шельфа. Отметим также, что мощность земной
коры Чукотского поднятия и плато по данным
спутниковой гравиметрической съемки, по мень
шей мере, на 5–7 км превышает мощность зем
ной коры хребта Нортвинд [64].
Последние сейсмические работы в пределах
западной части Чукотского плато и Чукотской
впадины показали идентичность выявленных от
ражающих сейсмических границ. Нижняя грани
ца, интерпретируемая как поверхность нижнеме
лового несогласия, устанавливается только в оса
дочном чехле Чукотской впадины, где
подстилающая ее толща залегает на размытой по
верхности акустического фундамента. Эта толща
выклинивается на склонах Чукотского бордер
ленда на востоке и склонах хребта Менделеева на
западе [47]. В пределах Чукотского поднятия и
Чукотского плато на всей площади выявлены
только отражающие границы верхнего олигоцена
и верхнего миоцена, а палеоценовая граница про
слеживается лишь во впадинах акустического
фундамента. Чукотское поднятие сочленяется с
областью шельфа Чукотского моря по субверти
кальным разломам, которые рассекают только
границу акустического фундамента и не затраги
вают располагающиеся выше границы. Влияние
выноса осадочного материала с шельфа отчетли
во заметно только для плиоценчетвертичных от
ложений. Сравнение сейсмических разрезов Чу
котской впадины и Чукотского плато показывает,
что на последнем либо отсутствовали меловые от
ложения, либо они были размыты в конце мела–
начале палеоцена. Сопоставляя морфологиче
ское строение шельфа Чукотского моря и Чукот
ского “бордерленда” отчетливо видно, что выра
женные морфологические структуры “бордер
ленда” не имеют никаких продолжений на
шельфе. Строго меридиональные структуры
“бордерленда” – хребет Нордвинд, бассейн
Нордвинд с серией меридиональных грабенов,
Чукотский грабен вдоль восточного края Чукот
ского плато и “рифтовая” структура, рассекаю
щая Чукотское поднятие и Чукотское плато не
имеют ничего общего с широтносеверозапад
Канадская
хребет Менделеева
хр. Альфа
Наутилус
хребет Нортвинд
котловина
Северный
“бордерленд”
Чукотский
шельф
Чукотская
впадина Чукотское
плато Чукотское
поднятие
бассейн
Нортвинд
о. Врангеля
Рис. 5.
Рельеф дна Амеразийского бассейна (выпол
нено А.В. Ландером на основе файла Google Earth).
Масштаб 1 : 10000 000
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 7
ными главными структурами шельфа (Северо
Чукотский бассейн, надвиг Врангеля–Геральда,
свод Барроу). Все это подчеркивает чужеродность
Чукотского “бордерленда” по отношению к Чу
котскоАляскинскому шельфу.
Чукотский “бордерленд” на севере постепен
но снижается к бассейну Наутилус (или впадине
Менделеева). Эта область именуется Северным
бордерлендом [50] и весьма важна для интерпре
тации геодинамического развития Амеразийско
го бассейна (рис. 6). У восточной границы Север
ного бордерленда с бассейном Наутилус драгиро
ваны базальты несомненно континентального
происхождения [57]. Дно бассейна Наутилус ха
рактеризуется заметным рельефом, как бы про
должающим по направлению морфологию Се
верного бордерленда в сторону южноцентраль
ной части хребта Альфа. Результаты
драгирования сбросового уступа в бассейне Нау
тилус на глубине 3622 м, вблизи склонов хребта
Альфа выявило наличие туфогенных пород с гра
дационной слоистостью, исследование которых
привело к заключению, что эти породы формиро
вались на глубинах порядка 200 м в результате ту
фовых и пемзовых выбросов [27]. К. Брюмлей
провел тщательный анализ всех структурных дан
ных по морфологическим единицам Чукотского
“бордерленда” и пришел к выводу, что все части
этого сооружения формировались в результате
меридионального растяжения, и любые варианты
воздействия процессов сжатия исключены [49].
Кроме этого, доказывается, что все структуры Чу
котского “бордерленда” отражают единый одно
направленный процесс растяжения, а не наложе
ние нескольких различных этапов [49].
К западу
от
Чукотского выступа в Амеразий
ском бассейне располагается
поднятие Менделе
ева, морфологическое продолжение которого к
северу носит название хребта Альфа. В зарубеж
ной литературе часто эти структуры называют
хребтом АльфаМенделеева. Относительно про
исхождения хребта
существуют различные мне
ния. В работе Л.П. Зоненшайна и Л.М. Натапова
поднятие Менделеева рассматривается как остро
водужная структура [6]. После комплексных ра
бот по геотраверсу “Арктика2000” его иденти
фицируют как фрагмент континентальной коры
[54]. Установлено, что мощность коры этого под
нятия достигает 32 км. Поднятые донные пробы
осадочных пород принадлежат шельфовым ком
плексам палеозоя [1, 8]. Однако по данным сей
смопрофилирования в верхней части разреза вы
бассейн
Нортвинд Чукотское
поднятие
Чукотская
впадина
хребет Менделеева
Чукотское
плато
хребет Нортвинд
Канадская
котловина
хр. Альфа
Северный
Чукотский
“бордерленд”
Рис. 6.
Перспективный вид с севера на топографию дна Амеразийского бассейна (подготовлено А.В. Ландером на ос
нове файла Google Earth). Приблизительный масштаб 1 : 10000 000. Мелкими треугольниками показано приблизи
тельное положение аномалий
D
функции
8
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
ше акустического фундамента, отчетливо просле
живаются лишь три отражающих границы.
Нижняя граница относится к основанию палео
цена и присутствует только во впадинах рельефа
акустического фундамента, и только эта граница
нарушается разломами. Располагающиеся выше
границы фиксируют верхи олигоцена и верхи
миоцена. Эти границы не затронуты разломами
[27, 47]. Отсутствие на сейсмограммах хорошо
различаемого в других районах отражающего го
ризонта нижнемелового несогласия, свидетель
ствует о существенно более позднем завершении
развития хребта Менделеева, нежели раскрытие
Канадской котловины [27].
Существуют различные мнения относительно
единства или различий структур поднятия Мен
делеева и хребта Альфа, однако, батиметриче
ские, сейсмические, гравиметические, изостати
ческие и структурные данные не дают оснований
считать, что речь идет о совершенно различных
структурах [44, 47]. Вероятность существования
на хребте Альфа лавового плато внутриплитного
типа предполагалось рядом исследователей [3, 6,
19]. В работе [4] считается, что весь хребет Альфа
Менделеева представляет собой внутриплитное
океаническое плато, развивавшееся в период
127–89–75 млн лет. Действительно, из акустиче
ского фундамента хребта Альфа драгированы
фреатические изверженные породы (глубины
формирования до 200 м), которые по составу, ве
роятно, являются внутриплитными. При этом эти
породы должны быть древнее кампана, посколь
ку отложения такого возраста их перекрывают
[57, 74]. Данные о мелководности формирования
изверженных пород дают основание полагать, что
в докампанское время Амеразийский бассейн
еще не был сформирован на всей площади его со
временного распространения. Рельеф хребта Аль
фаМенделеева не имеет ничего общего ни с ре
льефом подводных хребтов, сформированных за
счет горячей точки, ни с ровными поверхностями
океанических вулканических плато (Манихики,
ОнтонгДжава, Кергелен), что можно без труда
проверить на файле Google Earth. Как указывает
ся в работе [49] наибольшее сходство по общему
виду и особенностям рельефа хребет АльфаМен
делеева имеет с сильно утоненной и интрудиро
ванной корой континентальных рифтов, часто
отмечаемой вдоль краев окраинных бассейнов
типа ЮжноКитайского моря. Следует упомя
нуть также, что с возвышенности Остензо хребта
Альфа донными трубками подняты пестроокра
шенные породы, которые, возможно, аналогич
ны породам коры выветривания на кристалличе
ских породах фундамента, отмеченные в основа
нии шельфового осадочного чехла на хребте
Менделеева [8]. Учитывая убедительные свиде
тельства континентальной природы хребта Мен
делеева [54], при рассмотрении хребтов Альфа и
Менделеева как единой структуры, существова
ние континентальной коры, подвергнутой воз
действию Арктического плюма в хребте Альфа,
представляется вполне вероятным [74].
ПОЛОЖЕНИЕ АНОМАЛИЙ
D
ФУНКЦИИ
НА ЧУКОТСКОАЛЯСКИНСКОМ ШЕЛЬФЕ
И ЧУКОТСКОМ ВЫСТУПЕ
АМЕРАЗИЙСКОГО БАССЕЙНА
От северной части Берингова пролива через
акваторию Чукотского моря был проведен расчет
аномалий
D
функции по двадцати трем профи
лям ЗСЗ направления с шагом 50 км. Такое поло
жение сетки профилей имело наибольшую веро
ятность пересечь и зафиксировать аномалии
D
функции, связанные с предполагаемыми раз
ломами в земной коре и верхней мантии, которые
имеют меридиональную ориентировку (рис. 7).
На первом участке на всех профилях (№ 3–23),
отмечены аномалии
D
функции. Корреляция по
лученных данных по профилям показывает, что
на каждом из них имеются аномалии. Часть выяв
ленных аномалий по всем профилям располага
ется по четырем линиям субмеридионального на
правления протяженностью от 240 км (западная
линия) до 700–850 километров (восточные ли
нии). Максимальные значения аномалий
D
функции, особенно линейно располагающие
ся, обычно отражают существование разломов в
коре и верхах мантии. Есть основание полагать,
что аномалии на шельфе Чукотского моря, вы
страивающиеся в столь протяженные линии,
фиксируют тектонические нарушения в земной
коре под осадочным чехлом, поскольку прежние
сейсмические исследования не обнаруживают
разломы подобного направления выше акустиче
ского фундамента. Сопоставление гравитацион
ных и магнитных данных показывает, что эти на
рушения имеют падение близкое к вертикаль
ным. Глубина кромок возмущающих масс для
данных аномалий в континентальной коре, опре
делена на профилях (5–11), что соответствует
аномалиям на рис. 7. Положения верхних кромок
оценивается в интервале 10–17 км (нижняя часть
осадочного чехла и верхняя кора), а интервалы
нижних кромок на разных профилях показывают
значения 22–34, 48–77, 93–103 км (нижняя кора
и верхняя мантия). Таким образом, ясно, что эти
нарушения не вызваны какимилибо феномена
ми в перекрывающих комплексах чехла выше
сейсмически прослеживаемого горизонта нижне
мелового несогласия. Рис. 7 демонстрирует так
же, что на рассчитанных профилях обнаружива
ются единичные аномалии
D
функции, которые
не связаны с линейными системами аномалий.
Вероятно, эти аномалии вызваны иными явлени
ями и в контексте данной работы мы оставляем их
без интерпретации.
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 9
Восточная зона в единой линии аномалий на
чинается от западной оконечности полуострова
Сьюард, продолжаясь через свод Коцебу в во
сточную часть бассейна Хоуп, в частности, совпа
дая с районом Чукотского синтаксиса. Далее к се
веру аномалии отмечаются на полуострове Лис
берн вблизи основного меридионального надвига
и в акватории, вблизи мыса Лисберн. Еще далее к
северу положение аномалий совмещается с мери
дионально ориентированной зоной магнитных
аномалий в акустическом фундаменте, фиксируе
мой вдоль западного борта трога Ханна [10] и еще
далее на север вдоль 165
°
в.д. практически при
ближаясь к 75
°
с.ш. Вторая зона линейно ориен
тированных аномалий
D
функции выявлена за
паднее первой почти параллельно ей, с расстоя
ниями между ними в бассейне Хоуп 130–110 км, а
севернее надвига Геральд – 80–60 км. Положение
этой зоны аномалий севернее надвига Геральд
практически совпадает с центральной частью об
ласти меридионально ориентированных разры
вов, которая интерпретируется как ЧукотскоКа
надская трансформа [25]. Однако к северу эта зо
на продолжается почти строго на север, а не
разворачивается к Канадской океанической кот
ловине. Этот разлом отчленяет существенно ме
нее погруженное восточное окончание Северо
Чукотского бассейна и продолжается далее к се
веру. Третья линия аномалий
D
функции как бы
ограничивает с запада зону выделенных ранее
[67] тектонических нарушений меридионального
направления. Предполагаемый разлом, который
фиксируют эти аномалии, также пересекает бас
сейн Хоуп, поднятие Геральд и протягивается
строго на север вдоль 165 меридиана до централь
ной части восточной ванны СевероЧукотского
бассейна, возможно продолжаясь и далее, о чем
свидетельствуют аномалии
D
функции на про
филях 21 и 22. Последняя западная линия анома
лий
D
функции является наиболее короткой и
пересекает бассейн Хоуп в ССЗ направлении от
северного берега Чукотского полуострова до на
двига Геральд. Не исключено, что тектоническое
нарушение, трассируемое вдоль этой линии, мо
жет соединяться с разломом расположенным во
сточнее. Профильнообъемные изображения
аномалий
D
функции на профилях пересекаю
щих бассейн Хоуп демонстрируют четыре группы
аномалий, выстроенных в линии (рис. 8).
В пределах второго (северного) участка рас
считанных профилей аномалий
D
функции (про
фили 24–37 севернее 75
°
с.ш.), линейное распо
ложение аномалий отмечено вдоль 165
°
з.д., обра
зуя две линии, отстоящие друг от друга на 25–
35 км, которые протягиваются на север почти на
600 км. Эта область принадлежит уже структуре
Чукотского выступа, общее строение которого
было охарактеризовано выше. Казалось бы, что
линейное положение аномалий
D
функции
должно совпадать с разделяющими хребет Норд
винд и Чукотское поднятие меридионально ори
ентированными грабенами бассейна Нордвинд.
170
°
175
°
180
°
165
°
80
°
76
°
170
°
175
°
160
°
155
°
150
°
80
°
76
°
75
°
75
°
70
°
70
°
165
°
170
°
175
°
160
°
155
°
c.ш. c.ш.
37
36
35
34
33
32
31
30
29
28
27
26
25
24
23
22
21
37
36
35
34
33
32
31
30
29
28
27
26
25
24
23
22
21
20
19
18
17
16
15
14
13
12
10
9
8
7
6
5
4
3
2
1
20
19
18
17
16
15
14
13
12
10
11
9
8
7
6
5
4
3
2
2345 67 8
9101112131415
6
5
500
1500
2500
3500
свод
Барроу
бассейн
Колвилл
по
пов
Лисберн
СевероЧукотский
бассейн
Канадская
океаническая
котловина
дня
тие
Геральд
бассейн Нортвинд
хр. Нортвинд
Чукотская
впадина
хребет Мендилеева
Чукотское
поднятие
Чукотское
плато
ЧУКОТСКОЕ
МОРЕ
бассейн
Хоуп
о. Врангеля
хр. Брукса
свод
Коцебу
9
12
трог Ханна
н
ад
виг
Ге
ральд
6
пов Сьюард
Берингов пролив
пов Чукотка
Рис. 7.
Результаты расчета аномалий
D
функции по
профилям через Чукотское море (2–23) и Амеразий
ский бассейн (24–37)
1
– суша;
2
– акватории;
3
– надвиг Врангеля–Гераль
да и хребта Брукса;
4
– южная граница поднятия Ге
ральда;
5
– сбросы;
6
– сдвиги;
7
– границы подня
тий, где отсутствуют доаптские отложения;
8
– свод
Барроу;
9
– ориентировочные границы палеозойско
раннемезозойских трогов;
10
– магматические поро
ды в фундаменте по данным магнитных аномалий;
11
– непосредственный выход на поверхность дна па
леозойского складчатого комплекса;
12
– изопахиты
СевероЧукотского бассейна;
13
– положение рас
считанных профилей с номерами;
14
– аномалии
D
функции на профилях;
15
– разломы по данным
анализа положения аномалий
D
функции
10
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
Однако линии аномалий протягиваются через
центральную часть Чукотского поднятия и плато,
совпадая с краями так называемого Чукотского
рифта. Обе линии аномалий прослеживаются до
79
°
с.ш., что совпадает с уступом, отделяющим
Чукотское плато от Северного Чукотского бор
дерленда. В пределах Северного Чукотского бор
дерленда вплоть до 81
°
с.ш. эти линии аномалий
почти сдваиваются, находясь друг от друга на рас
стоянии 15– 20 км. Однако характерные черты
как исходных гравитационного и магнитного по
лей, так и вычисленных аномалий
D
функции
полностью сохраняются. Вообще на последних
профилях (35, 36, 37) в пределах Северного
Чукотского бордерленда отмечается довольно
большое количество аномалий
D
функции, ин
терпретировать которые сложно. Однако если
они отмечают южные отрезки меридионально
ориентированных разрывов, что совпадает с ори
ентировкой грядового рельефа Северного Чукот
ского бордерленда, то создается впечатление рас
средоточения концентрированной двухлинейной
системы разломов, рассекающих Чукотское под
нятие. По нескольким профилям через Чукот
ский “бордерленд” (25, 27–33 и 37) для аномалий,
образующих систему разломов, определены верх
ние и нижние кромки возмущающих масс. Верх
ние кромки на этих профилях располагаются на
глубинах 9–13 и 15–19 км, что соответствует как
нижней, так и верхней коре, нижние кромки по
тем же профилям в основном характеризуют глу
бины верхней мантии (28–40 и 49–56 км). Таким
образом, можно считать, что разломы, рассекаю
щие чужеродный по отношению к шельфу Чукот
ский “бордерленд”, также являются литосферны
ми структурами, аналогично тем, продолжением
которых они являются.
Кроме изолированных аномалий, встречаю
щихся на профилях в пределах бассейна Норт
винд, интерпретация которых невозможна, в во
сточной краевой части Чукотского плато обнару
жены аномалии, формирующие меридиональную
линию протяженностью около 150 км, которая
совпадает с положением Центрального Чукот
ского грабена. Расчетные профили второго участ
ка пересекают всю площадь Чукотского “бордер
ленда” от Канадской океанической котловины на
востоке, через Чукотскую впадину до западной
границы хребта Менделеева. Границы с этими
структурами, отраженные в резкой смене грави
тационного и магнитного полей, естественно, от
разились в положении аномалий
D
функции на
расчетных профилях. Относительно характера
этих границ, особенно восточной, где континен
тальная структура хребта Нортвинд сменяется ло
жем Канадской океанической котловины, суще
ствует несколько мнений. Распространенным
предположением является существование надви
га хребта Нордвинд на ложе Канадской котлови
400
200
0
5
280 375 460 610
500
250
0
7
240
375 460 615
380
500
250
0
8
275
360 450 600
500
400
200
0
9
280
375 580
460
400
200
0
10
295
375 540
500
300
150
0
11
300
360 510
475
Рис. 8.
Профильнообъемные изображения аномалий
D
функции на уровнях верхнего полупространства по
профилям через бассейн Хоуп, с юга на север профи
ли 5, 7–11. Горизонтальная плоскость – расстояние
от меридиана 180
°
в километрах, по вертикали – по
ложение экстремумов
D
функции в единицах СИ
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 11
ны [18, 19, 41]. Однако сейсмические данные по
казывают, что наиболее вероятен сбросовый ха
рактер границы между хребтом Нордвинд и
Канадской океанической котловиной [50]. Ано
малии
D
функции, приуроченные к восточной
границе хребта Нордвинд, обнаружены лишь на
шести профилях, образуя меридиональную ли
нию протяженностью около 250 км. На несколь
ких профилях был проведен расчет угла падения
этой границы по магнитным аномалиям. Резуль
таты этих расчетов показали либо вертикальное
падение границы, либо незначительные колеба
ния в обе стороны от вертикального. Такая ситуа
ция дает основание для предположения о воз
можном сбрососдвиговом характере этой гра
ницы.
Вдоль западного склона Чукотского поднятия
на границе с Чукотской впадиной также отмечен
ряд аномалий, выстраивающихся в линию, так
что тектоническая граница между впадиной и
поднятием кажется вероятной. Это подтвержда
ется данными сейсмического профиля, пересека
ющего Чукотскую впадину и западный склон Чу
котского поднятия [48].
ОБСУЖДЕНИЕ
Общая кинематика перемещений северово
стока Евразии и Северной Америки в мезозое и
кайнозое рассмотрена в работах [6, 7, 9–11, 33, 35,
39, 60, 61, 69]. Судя по глобальной кинематике
плит малоскоростные континентальные Евразий
ская и СевероАмериканская плиты все послед
ние 79–74 млн лет движутся в направлении Тихо
го океана, навстречу “разбегающимся” с больши
ми скоростями в стороны по направлению к
континентам океаническим плитам северной Па
цифики – Тихоокеанской, Кула и Фараллон (см.
рис. 1). Кинематика взаимодействий плит Аркти
ческого региона в контексте распада и перемеще
ния фрагментов древнего континента Арктида
показана в [7, 12, 15, 55]. Судя по геологическим и
кинематическим данным Арктическая Аляска
была отделена от Чукотки и перемещалась неза
висимо [22]. Реконструкции демонстрируют, что
общее перемещение Аляски, как фрагмента Арк
тиды, со 120 млн лет сохраняло южное направле
ние. Проведенные оценки относительных движе
ний между Евразиатской и СевероАмерикан
ской плитами начиная примерно с 84 млн лет (со
времени начала раскрытия Северной Атлантики)
показывают, что требуется не менее 800–900 км
транспрессионных (сдвиг со сжатием) перемеще
ний между Чукоткой и Аляской [22].
Следует отметить, что по ряду признаков: ли
нейная зона современной сейсмичности, прости
рающаяся от пва Земля Пири (Гренландия)–
о. Элсмир–о. ПринсПатрик–о. Банкс в направ
лении залива Аляска; характерные смещения
краевых частей хребта Ломоносова вблизи Грен
ландии и Евразии по морфологии и сейсмиче
ским данным, происходит перемещение цен
тральных блоков континентальной природы Арк
тики (хребты Ломоносова, АльфаМенделеева,
котловины Макарова и Подводников, Аляска и
Канадская котловина), названных Амеразийской
микроплитой, относительно окружающих их
шельфов Канадского Арктического архипелага, с
одной стороны, и Евразийского, с другой [12, 15].
Согласно новой геодинамической модели Аркти
ки Амеразийская микроплита перемещалась по
добным образом, начиная примерно с апта
(~120 млн лет) до настоящего времени изза тяну
щего эффекта возвратной верхнемантийной
ячейки в направлении существовавшей все это
время Тихоокеанской зоны субдукции [12, 15, 55].
Эта модель прекрасно объясняет формирование
крупнейших структур растяжения Северного Ле
довитого океана – котловин Макарова и Подвод
ников, Евразийского бассейна. Можно весьма
приблизительно оценить скорость движения
Амеразийской микроплиты относительно Евра
зии и Северной Америки на порядок меньше, чем
скорости расхождения этих плит в Евразийском
бассейне. Поэтому для наших построений в пер
вом приближении мы можем пренебречь величи
ной перемещений Амеразийской микроплиты и
считать ее принадлежностью СевероАмерикан
ской плиты.
Проведенные расчеты скоростей и направле
ний перемещений Евразийской и СевероАме
риканской плит [22] для Чукотского и Беринго
воморского регионов показывают, что в конце
позднего мела обе континентальные плиты пе
ремещались в одном направлении (к югозапа
ду), но скорость движения Северной Америки
была на 1 см/год выше, чем скорость движения
Евразии, что определяло их сближение (см.
рис. 1). В конце палеоцена и в раннем эоцене
(56–50 млн лет) сохранялось перемещение обоих
континентов в южных румбах, однако Северная
Америка двигалась на ЮЮВ и также с большей
скоростью (на 0.7 см/год быстрее Евразии), т.е.
как бы отдаляясь от Евразии, что приводило к
растяжению. После изменения направления дви
жения Тихоокеанской плиты и заложения Алеут
ской зоны субдукции (47 млн лет) Евразия и Се
верная Америка перемещаются к югозападу по
чти параллельно с небольшим углом сходимости
при несколько большей скорости Северной Аме
рики (на 0.6 см/год быстрее Евразии). В конце па
леогена Евразия и Северная Америка начинают
перемещаться в южном направлении почти па
раллельно друг другу, но Северная Америка, как и
раньше, превосходит в скорости Евразию. Таким
образом, как следует из кинематического анали
за, неизбежно в конце позднего мела и палеогене
между Чукоткой и Аляской должны были суще
12
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
ствовать структуры типа трансформных разло
мов, разделявшие перемещающиеся с разной
скоростью литосферные плиты Евразии и Север
ной Америки. Причем предполагаемая граница
должна быть системой правых сдвигов.
Рассмотрение полученных результатов расчета
аномалий
D
функции ЧукотскоБеринговомор
ского региона выявило существование системы
транслитосферных разломов меридионального
простирания, которые в соответствии с определе
нием, можно называть транслитосферными [14].
Принципиальный характер кинематики трансли
тосферных разрывных нарушений, которыми яв
ляются разломы, трассируемые по линейному
расположению аномалий
D
функции на Чукот
скоАляскинском шельфе и в пределах Чукотско
го “бордерленда” (вычисленные глубины нижних
кромок располагаются в верхней мантии) были
выявлены при рассмотрении скоростей и направ
лений перемещения литосферных плит Евразии
и Северной Америки (см. рис. 1).
В работе [22] нами было показано, что возраст
трех крупных сдвигов в земной коре Берингова
моря различен, и что они представляют собой
эшелонированную в пространстве и различную
по времени формирования систему сдвигов,
определявших относительное перемещение лито
сферных плит Северной Америки и Евразии в
конце позднего мела и в палеогене. Восточные
сдвиги в пределах Беринговского шельфа были
активны с конца позднего мела и в первой поло
вине палеогена, а западный сдвиг, протягиваю
щийся через западную часть шельфа и продолжа
ющийся в океанической коре Алеутской котлови
ны, существовал как в конце позднего мела, так и
на протяжении всего палеогена. Движения по
этому сдвигу продолжались вплоть до формиро
вания малой литосферной плиты Берингия в
позднем миоцене. Этот западный сдвиг в запад
ной части Берингова пролива смыкается с одним
из основных разломов, который пересекает весь
шельф Чукотского моря и Чукотский “бордер
ленд”. Предположение относительно одновоз
растности этих тектонических нарушений можно
считать вполне обоснованным, поскольку сдвиг в
Чукотском море пересекает западную часть полу
острова Лисберн и с перемещением по нему мож
но связывать правый поворот надвигового соору
жения мыса Лисберн относительно широтных
надвиговых структур хребта Брукса, частью кото
рых при своем формировании были и структуры
мыса Лисберн [59].
В работе [25] предполагалось наличие на Чу
котском шельфе, и вдоль восточного края хребта
Нордвинд, а также далее на север, так называе
мой, ЧукотскоКанадской трансформы, которая
по своей природе и, соответственно, по времени,
связывается с раскрытием Канадской океаниче
ской котловины. Однако результаты расчета ано
малий
D
функции показывают, что только в сво
ей южной части ЧукотскоКанадская трансфор
ма совпадает с положением выделяемого нами
основного разлома Чукотского моря. Более се
верный отрезок разлома по краю хр. Нордвинд в
аномалиях
D
функции проявлен слабо. Наобо
рот, основной разлом прослеживается на Чукот
ское поднятие, и мы можем предполагать его
дальнейшее продолжение на север в поднятие
Альфа. Нет никаких данных, что ЧукотскоКа
надская трансформа рассекала надвиг Геральд
или оставила следы в кайнозойских отложениях
бассейна Хоуп. Скорее всего, этому способство
вали правосторонние сдвиги, установленные по
аномалиям
D
функции, вероятно возникшие в
фундаменте несколько позже и не проявившиеся
в кайнозойском осадочном чехле. Медленные,
эшелонированные правосторонние движения по
ним с относительным перемещением менее
0.7 см/год, вызвали постепенное, не отразившее
ся в структурах чехла перемещение к югу как во
сточной части свода и надвига Геральд, так и во
сточных структур бассейна Хоуп. Представление
о существовании в позднем мелу–палеогене диф
ференциальных движений между Евразией и Се
верной Америкой по косвенным геологическим
соображениям, приведших к изменению направ
лений надвига Геральд и системы покровов на по
луострове Лисберн, высказывалось и раньше [63].
Не слишком обширные данные по геологиче
скому строению шельфа Чукотского моря позво
ляют, тем не менее, отметить те изменения в гео
логической ситуации, которые были связаны с
различными этапами перемещения Евразиатской
и СевероАмериканской литосферных плит [38].
В конце позднего мела и в начале палеоцена при
параллельном движении литосферных плит, но
большей скорости Северной Америки, вероятно,
началось формирование поднятия Геральда и,
вслед за этим, одноименного надвига, восточная
часть которого имела близкое к широтному и да
же северовосточное направление. Эта структур
ная пара (поднятие и надвиг) не могут сопостав
ляться со строением орогена хребта Брукса, воз
никшего после закрытия океана Ангайючам в
неокоме–апте [59]. С растяжением и перемеще
нием Северной Америки, которое, видимо, про
исходило по правым сдвигам, связано не только
упоминавшееся перемещение надвига Геральд к
югу, но и почти двойное сокращение ширины
свода Геральд по сравнению с северным районом.
Полуостров Сьюард в палеогене причленяется к
Аляске, и основные движения переходят на за
падные сдвиги, что способствует развороту бас
сейна Хоуп.
Геологическая эволюция Арктики и Беринго
воморского региона показана нами в палеогеоди
намических реконструкциях в абсолютной систе
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 13
ме координат на 80, 50 и 40 млн лет. Методика по
строения абсолютных реконструкций и
конкретные расчеты отражены в работах [21, 22].
При подготовке реконструкций мы использовали
Эйлеров полюс вращения для восстановления
положения главных стабильных континенталь
ных платформ и, таким образом, получали несу
щий каркас реконструкции. Это же касается вра
щения Тихоокеанской плиты. Более мелкие кон
тинентальные блоки, такие как хребет
Ломоносова, котловины Подводников и Макаро
ва, поднятие АльфаМенделеева, Чукотка, Арк
тическая Аляска, блоки Новосибирских остро
вов, хребта Ширшова, хребта Бауэрса перемеща
лись нами внутри этого каркаса в соответствии с
принятой нами геодинамической модели и в со
ответствии с региональными геологическими ма
териалами. При этом предполагалась возмож
ность растяжения Арктических блоков на 100–
150% следуя оценкам [12, 15, 55], чтобы избегать
возможных перекрытий и зияний.
Для времени до начала раскрытии Северной
Атлантики (84 млн лет) при разработке рекон
струкций наиболее существенные вопросы каса
лись характера и времени раскрытия Канадского
океанического бассейна [5, 31, 32, 52, 53, 72]. Вре
мя образования этой котловины дискуссионно.
Однако наиболее предпочтительным считается,
что в ранней–средней юре происходил первич
ный рифтинг, к поздней юре относится начало
спрединга, а завершилось раскрытие Канадской
котловины в конце раннего мела (апт–альб) Чу
котскоАляскинской (Бруксовской) коллизией.
Одновременно с формированием Канадской кот
ловины связано закрытие океанических про
странств южнее северной Чукотки (Южно
Анюйскиий океан) и Арктической Аляски (океан
Ангайючам) [17, 36, 38, 66, 68].
Существует определенный консенсус относи
тельно способа образования Канадской котлови
ны: так называемое ротационное вращение Аляс
ки против часовой стрелки вокруг полюса в дель
те р. Макензи [12, 15, 46, 55]. Однако в наши
построения для Арктической части мы внесли
три следующие существенные изменения по
сравнению с предыдущими реконструкциями.
1. Океаническая кора занимает по ширине
примерно посередине одну третью часть про
странства Канадской котловины согласно [46].
Две третьих части котловины образованы корой
переходного типа (по нашему мнению утоненной
континентальной). Таким образом, существенно
уменьшается угол вращения Аляски относитель
но Северной Америки.
2. Мы ограничиваем область океанической ко
ры континентальным склоном моря Бофорта на
юге, а на севере примерно параллелью 80
°
с.ш. в
соответствии с прекрасно видимым на гравимет
рических картах палеоспрединговым хребетом
(см. например [46]). Северная часть Канадской
котловины к северу от 80
°
с.ш., повидимому,
сложена комплексами континентальной приро
ды. На это указывает то, что в верхней части аку
стического фундамента хребта Менделеева, се
верной части Канадской котловины, хребта
Нордвинд, и восточных отрогах центральной ча
сти хребта Альфа драгированы местные базальты
и мелководные вулканокластические породы с
геохимическими метками континентального
происхождения [50].
3. Ранее считалось, что начало формирования
структуры современного хребта Нордвинд (и все
го Чукотского “бордерленда” в целом) можно
связывать с раннеюрским рифтогенезом. Однако
современные данные говорят о том, что форми
рование и эволюция структур Амеразийского
бассейна (Чукотский “бордерленд”, хребты Аль
фа и Менделеева, бассейн Наутилус) продолжа
лось в позднем мелу и раннем палеогене [20, 50,
57]. Полученные нами данные по транслитосфер
ным разломам, служащим границей между двумя
частями Чукотского выступа (“Чукотским” и
“Нордвинд”, принадлежащими соответственно
Евразийской и СевероАмериканской плитам) и
их вероятной сдвиговой природе, позволяют сде
лать определенный вывод. Как мы упоминали
выше, Аляска (СевероАмериканская плита) от
носительно Чукотки (СевероАмериканская пли
та) испытала правосторонний сдвиг примерно на
800–900 км. Теперь реконструируем положение
блоков “Чукотский” и “Нордвинд” на временной
срез примерно 120 млн лет, когда начался раскол
Евразийской и СевероАмериканской плит. По
лучается, что эти две части Чукотского выступа,
являлись продолжением один другого и в поздней
юре представляли собой шельфовый мелковод
ный бордюр хребта АльфаМенделеева. Впослед
ствии после примерно 120 млн лет в результате
действия возвратного потока верхнемантийной
ячейки [12, 15, 55], связанной с Тихоокеанской
зоной субдукции, весь центральный Арктический
регион стал испытывать растяжение. В результате
рифтинга этот бордюр был отколот от восточного
фланга хребта АльфаМенделеева. С этого време
ни и до начала активного спрединга в Северной
Атлантики идет формирование новых границ
между Евразийской и СевероАмериканской ли
тосферными плитами и образуются сдвиги с
большой компонентой растяжения, разделившие
северную и южную части (блоков “Нордвинд” и
“Чукотский”) бывшего бордюра хребта Альфа
Менделеева. Вначале (до 80 млн лет) сдвиговое
смещение происходило с малой скоростью, а на
чиная примерно с 80 млн лет заметно ускоряется,
особенно в промежутке 65–46 млн лет, после чего
скорость падает примерно вдвое и затухает к мио
цену. Таким образом, к концу олигоцена произо
14
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
шло совмещение этих частей в виде современного
Чукотского “бордерленда”.
Процесс перемещения по сдвигам, естествен
но, сопровождался растяжением коры. Восточ
ный (“Нордвинд”) блок, перемещавшийся с
большей скоростью с СевероАмериканской пли
той, испытал на себе это растяжение, что привело
к формированию сложно построенного бассейна
Нордвинд. В пользу указанного процесса свиде
тельствуют уступы и хребтики соответствующих
сдвиговым движениям направлений и остатки
пород континентального происхождения на во
стоке центральной части хребта Альфа. Об этом
же свидетельствует уменьшенная мощность зем
ной коры блока Нордвинд по данным космиче
ской гравиметрии [64]. Величина предположи
тельного перемещения по сдвигам, совместив
шим две части Чукотского “бордерленда” в целом
соответствует раcсчитанному транспрессивному
перемещению Евразийской и СевероАмерикан
ской литосферных плит, которая за 60 млн лет (с
позднего кампана по миоцен) оценивается в 700–
800 км [22].
На рис. 9, А показана палеогеодинамическая
реконструкция на 80 млн лет (кампан). Это фаза
неактивного растяжения в Центральной Арктике.
Поле напряжения сменилось после 120 млн лет на
ортогональное по отношению к полю, вызвавшему
30
°
60
°
90
°
70
°
120
°
СЗ
ЗФИ
ЛМ
КМ
АЛ
НО
ЮАС
В
Ч
Н
КК
МН
Аляска
–30
°
–60
°
–90
°
70
°
0
°
60
°
КП
СЮ
60
°
150
°
180
°
–150
°
–120
°
Чукотка
ПАЦИФИК
Евразийская
плита
СевероАмериканская плита
80 млн лет
123456
789101112
аба
б
А
Рис. 9.
Палеогеодинамические реконструкции Арктики и Беринговоморского региона на А) – 80 млн лет (поздний
мел, кампан), Б – 50 млн лет (ранний эоцен, ипр), В – 40 млн лет (средний эоцен, бартон)
1
– области с континентальной корой;
2
– области с океанической корой;
3
– зоны спрединга: а – активные, б – от
мершие;
4
– зоны субдукции: а – активные, б – отмершие;
5
– направление движения океанических плит;
6
– направ
ление движения Амеразийского блока Североамериканской плиты;
7
– коллизионные швы и сутуры;
8
– сложно по
строенные области активных окраин (краевые моря и островные дуги);
9
– зоны тектонического скучивания;
10
– на
двиги;
11
– сдвиги;
12
– зоны растяжения, рифты, сбросы
Буквенные обозначения: АЛ – хребет Альфа, В – о. Врангеля, ЕБ – Евразийский бассейн, ЗФИ – Земля Франца
Иосифа, КК – Канадская котловина, КМ – котловина Макарова, КП – котловина Подводников, ЛМ – хребет Ломо
носова, МН – хребет Менделеева, Н – хребет Нортвинд, НО – Новосибирские ова, СЗ – Северная Земля, СЮ – по
луостров Сьюард, Ч – Чукотское поднятие, ЮАС – ЮжноАнюйская сутура
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 15
30
°
60
°
90
°
70
°
120
°
СЗ
ЗФИ
ЛМ
КМ
АЛ
НО
ЮАС
В
ЧНКК
МН
Аляска
–30
°
–60
°
–90
°
70
°
0
°
60
°
КП
СЮ
60
°
150
°
180
°
–150
°
–120
°
Чукотка
Тихоокеанская плита
Евразийская
плита
СевероАмериканская плита
50 млн лет
50
°
30
°
60
°
90
°
70
°
120
°
ЕБ
ЛМ
КМ
АЛ
НО
ЮАС
В
ЧН
КК
МН
Аляска
–30
°
–60
°
–90
°
70
°
0
°
60
°
КП
СЮ
60
°
150
°
180
°
–150
°
–120
°
Чукотка
Тихоокеанская плита
Евразийская
плита
СевероАмериканская плита
40 млн лет
50
°
БЕРИНГОВО МОРЕ
ОХОТСКОЕ
МОРЕ
Б
В
Рис. 9.
Окончание.
16
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
формирование Канадской котловины. В этот пе
риод система центральноарктических блоков,
объединяющая системы хребтов и котловин Ломо
носова–Макарова–Подводников–АльфаМенде
леева, Канадскую котловину и Аляску, смещалась
по протяженным трансформным разломам вдоль
Евразийской (ХатангскоЛомоносовская и сопря
женные правостороние трансформы) и Северо
Американской (СевероГрендландскоСевероКа
надская левосторонняя трансформа) окраин, вы
двигаясь в сторону Тихоокеанской зоны зубдукции
благодаря возвратному верхнемантийному потоку
[15]. Все это время плиты Северной Пацифики по
гружались примерно в северном направлении, т.е.
в направлении Арктики [10, 35]. В это время между
Евразийской и СевероАмериканской литосфер
ными плитами уже сформирована новая граница
трансформного типа (сдвиги) с большой компо
нентой растяжения, разделившие блоки “Норд
винд” и “Чукотский” бывшего бордюра хребта
АльфаМенделеева. В период 120–80 млн лет сдви
говое движение указанных блоков происходило с
малой скоростью. Действовал Арктический верх
немантийный плюм, вызванный возвратным
мантийным потоком, который формировал круп
ную провинцию внутриплитного траппового маг
матизма в пределах объединенной системы хреб
тов и котловин Ломоносова–Макарова–Подвод
ников–АльфаМенделеева, северной части
Канадской котловины. Происходил активный
рифтогенез и образование структуры котловины
Макарова–Подводников и одновременно фор
мирование структуры хребта АльфаМенделеева
[5]. Вскоре в интервале 75–61 млн лет начнется
диффузный спрединг и формирование централь
ной части (предположительно спрединговой)
котловины Макарова, а в период 69–57 млн лет –
активный рифтогенез в пределах будущего
Евразийского бассейна, и одновременно форми
рование структуры хребта Ломоносова [5, 49, 70].
Ко времени 50 млн лет (лютет, средний эоцен)
(рис. 9, Б) относится активная фаза растяжения
(61–46 млн лет) в Центральной Арктике. Система
центральноарктических блоков продолжает дви
жение по гигантским трансформным разломам
вдоль Евразийской и СевероАмериканской окра
ин со значительной скоростью благодаря начавше
муся раскрытию Евразийского бассейна. Актив
ный период работы сдвиговой транстенсионной
границы между Евразией и Северной Америкой.
Компонента растягивающих усилий между Чу
котским поднятием и Нордвиндом очень велика.
Формируется в основном впадина Нордвинд. Это
время глобальной перестройки кинематики лито
сферных плит СеверноЛедовитого, Тихого и Ин
дийского океанов. Примерно в это время форми
руется Алеутская зона субдукции, а Тихоокеан
ская плита изменяет (50–47 млн лет) направление
движения на северозападное и начинает погру
жаться в Алеутской зоне субдукции с большой
компонентой сдвига. Ранее это была почти орто
гональная субдукция. Изза этого субдуцирован
ный Тихоокеанский океанический литосферный
материал перестал поступать в больших объемах в
Арктическую провинцию. Вследствие этого ско
рость Арктической конвективной ячейки упала.
В бартонское время (40 млн лет назад, средний
эоцен) (рис. 9, В) значительно уменьшилось рас
тяжение в центральной Арктике вследствие того,
что около 46 млн лет скорость спрединга на хреб
те Гаккеля уменьшилась в 1.5–2 раза изза ослаб
ления Арктической конвективной ячейки. Упала
также скорость вдоль сдвиговой трансформной
границы между Евразией и Северной Америкой.
Это привело к тому, что центральноарктические
блоки стали испытывать трудности при переме
щении по Евразийским трансформам. Хребты
Ломоносова и АльфаМенделеева стали испыты
вать поднятие и размыв (45–18 млн лет). К этому
времени впадина Нордвинд в основном сформи
рована. И только в раннем миоцене около 20 млн
лет назад началась активная фаза проградации в
Азиатский континент спрединга из хребта Гакке
ля в Лаптевоморскую систему рифтов и формиро
вание Момского рифта. Вскоре после этого с 18
млн лет началось активное погружение хребтов
Центральной Арктики.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В результате многолетних геологических ис
следований на северовостоке Азиатского конти
нента и на Аляске, а также геофизических и буро
вых работ на шельфах Берингова и Чукотского
морей был собран фактический материал, приво
дивший ученых к заключению, что в конце позд
него мела и в палеогене между континентами
Евразии и Северной Америки существовавала
граница, вдоль которой происходило независи
мое перемещение этих литосферных плит. Одна
ко среди выявленных структур осадочного чехла
не находилось какихлибо систем, которые могли
бы соответствовать искомой границе. В нашей
предыдущей работе [22] был сделан первый шаг
по выявлению сохранившихся транслитосфер
ных сдвигов в земной коре Берингова моря, кото
рые могут рассматриваться как фрагменты суще
ствовавшей границы между плитами Евразии и
Северной Америки в позднемеловое–палеогено
вое время. В результате работ в акваториях Чукот
ского моря и Амеразийского бассейна удалось об
наружить транслитосферные разломы, являющи
еся непосредственным продолжением сдвигов
Берингова моря и, соответственно, полностью
проследить зону сдвигов, служивших границей
между литосферными плитами Евразии и Север
ной Америки в позднем мелу и палеогене
(рис. 10). В соответствии с этим построена новая
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 17
общая картина положения границ литосферных
плит в циркумполярном регионе для конца позд
него мела и палеогена. Кроме этого, полученные
данные по Чукотскому “бордерленду”, привели к
необходимости создания новой интерпретации
его развития и в более ранний период – во время
и после раскрытия Канадского бассейна.
Геофизический метод совместного анализа
гравитационных и магнитных данных (метод ано
малий
D
функций), позволил обнаружить в зем
ной коре Берингова и Чукотского морей круп
нейшие транслитосферные разломы, под пере
крывающими фундамент осадочными толщами.
Характер кинематики транслитосферных раз
рывных нарушений выявляется при рассмотре
нии скоростей и направлений перемещения ли
тосферных плит Евразии и Северной Америки
как правосдвиговый (трансформная граница).
Эшелонированная система правых сдвигов между
континентальными плитами Евразии и Северной
Америки, видимо, обеспечила возможность пере
мещения Северной Америки относительно Евра
зии. Как представляется, эшелонированная си
стема транслитосферных сдвигов при средней
скорости перемещения Северной Америки отно
сительно Евразии порядка 0.7 см/год за 60 млн
лет создала те условия, при которых не происхо
дило нарушение сплошности одновременно на
капливавшегося в различных структурах осадоч
ного чехла, а также приводила к постепенному
повороту существовавших структур. Подобная
система долгоживущих эшелонированных сдви
гов в земной коре и литосфере с медленным пере
мещением по ним, обеспечивает отсутствие их
проявлений в структурах осадочного чехла. Веро
ятно, подобные разрывные системы могут рас
сматриваться как особый вид разломов в земной
коре.
ТИХИЙ
ЧУКОТСКОЕ
МОРЕ
Корякское
нагорье
БЕРИНГОВО МОРЕ
Беринговский
Камчатка
ОКЕАН
Чукотка Сьюард
Колвил
хр. Брукса
бассейн
Хоуп
о. Врангеля
надвиг
Геральд
Канадская
Аляска
хр. Ширшова
хр.
Але
Бауэрса
ут
ска
я
дуга
1234567
котловина
Рис. 10.
Транслитосферные позднемеловые–палеогеновые сдвиги, определявшие трансформную зону между лито
сферными плитами Евразии и Северной Америки
1
– суша;
2
– глубоководные котловины;
3
– шельф Чукотского и Берингова морей;
4
– надвиги;
5
– трранслитосфер
ные сдвиги;
6
– Алеутская зона субдукции;
7
– граница шельфовых областей
18
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
Статья выполнена при поддержке Программы
Президиума РАН № 44П “Поисковые исследова
ния в интересах развития Арктической зоны РФ”
и гранта РФФИ 130520015.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.
Беляцкий В.Б., Ларионов А.Н., Андреева И.А.
Оцен
ка возраста и источников сноса кварцевых песча
ников поднятия Менделеева (Северный Ледови
тый океан): морфология и SHRIMP анализ цирко
нов // Матер. III Всерос. конф. по изотопной
геохронологии “Изотопное датирование процес
сов”. М.: ГЕОС, 2006. Т. 1. С. 101–104.
2.
Богданов Н.А.
Проблема раздела Европейской и Се
вероАмериканской литосферных плит в Восточ
ной Арктике // Геотектоника. 1998. № 2. С. 4–15.
3.
Богданов Н.А.
Тектоника Арктического океана //
Геотектоника. 2004. № 3. С. 13–30.
4.
Бурлин Ю.К., Шипелькевич Ю.В.
Основные черты
тектонического развития осадочных бассейнов в
западной части шельфа Чукотского моря и пер
спективы их нефтегазоносности // Геотектоника.
2006. № 2. С. 65–82.
5.
Вержбицкий Е.В., Лобковский Л.И., Кононов М.В.,
Бяков А.Ф.
Возраст и генезис структур Амеразий
ского бассейна // Физика Земли. 2012. № 11–12.
С. 3–15.
6.
Зоненшайн Л.П., Натапов Л.М.
Тектоническая исто
рия Арктики // Актуальные проблемы тектоники
океанов и континентов. М.: Наука, 1987. С. 31–57.
7.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М.
Тек
тоника литосферных плит территории СССР. М.:
Недра, 1990. Кн. 1. 328 с.
8.
Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Иванов В.Н., Петро"
ва В.И.
О геотектонической природе Центрально
Арктических морфоструктур и геологическое зна
чение донных осадков в ее определении // Геотек
тоника. 2004. № 6. С. 33–48.
9
. Казмин Ю.Б., Лобковский Л.И., Кононов М.В.
Ге о
динамическая модель развития Амеразийского
бассейна Арктики (к обоснованию принадлежно
сти хребта Ломоносова, поднятия Менделеева и
котловины Подводников к Российской материко
вой окраине) // Арктика: экология и экономика.
2014. № 4. С. 14–27.
10.
Кононов М.В.
Тектоника плит северозапада Тихого
океана. М.: Наука, 1989. 167 с.
11
. Кулаков И.Ю., Гайна К., Добрецов Н.Л.,
Василевский А.И., Бушенкова Н.А.
Реконструкция
перемещения плит в Арктическом регионе на осно
ве комплексного анализа гравитационных, магнит
ных и сейсмических аномалий // Геология и геофи
зика. 2013. № 8. С. 743–757.
12.
Лаверов Н.П, Лобковский Л.И., Кононов М.В., Доб"
рецов Н.Л., Верниковский В.А., Соколов С.Д., Шипи"
лов Э.В.
Геодинамическая модель тектонического
развития Арктики в мезозое и кайнозое и пробле
ма внешней границы континентального шельфа
России // Геотектоника. 2013. № 1. С. 3–35
.
13.
Ландер А.В., Букчин Б.Г., Дрознин Д.В., Кирюшин А.В.
Тектоническая позиция и очаговые параметры Ха
илинского (Корякского) землетрясения 8 марта
1991 года: существует ли плита Берингия? // Геоди
намика и прогноз землетрясений. Вычислитель
ная сейсмология. Вып. 26. М.: Наука, 1994. С. 103–
122.
14.
Леонов Ю.Г., Волож Ю.А.
Осадочные бассейны:
методы изучения, строение и эволюция М.: Науч
ный мир, 2004. 526 с.
15.
Лобковский Л.И., Вержбицкий В.Е., Кононов М.В.,
Шрейдер А.А., Гарагаш И.А., Соколов С.Д.,
Тучкова М.И., Котелкин В.Д., Верниковский В.А.
Геодинамическая модель эволюции арктического
региона в позднем мезозое–кайнозое и проблема
внешней границы континентального шельфа Рос
сии // Арктика. Экология и экономика. № 1. 2011.
С. 104–115.
16.
Нападенский Г.Б., Шеремет О.Г.
Разработка алго
ритмов совместного анализа гравитационного и
магнитного полей в трехмерном случае // Разве
дочная геофизика. 1982. № 94. С. 134–146.
17.
Соколов С.Д.
Тектоника Восточной Арктики: про
блемы и неопределенности // Матер. совещания
“Геология полярных областей Земли”. М.: ГЕОС,
2006. Т. II. C. 54–61.
18.
Филатова Н.И., Хаин В.Е.
Тект о ни к а В о с то ч но й
Арктики // Геотектоника. 2007. № 3. С. 3–29.
19.
Хаин В.Е .
Тектоника континентов и океанов (год
2000). М.: Научный мир, 2001. 604 с.
20.
Хаин В.Е., Филатова Н.И., Полякова И.Д.
Тек т он и
ка, геодинамика и перспективы нефтегазоносно
сти ВосточноАрктических морей и их континен
тального обрамления // Тр. ГИН РАН. Вып. 601. М.:
Наука, 2009. 227 с.
21.
Чехович В.Д., Сухов А.Н., Шеремет О.Г.,
Кононов М.В.
Кайнозойская геодинамика Берин
говоморского региона
// Геотектоника. 2012. № 3.
С. 47–69.
22.
Чехович В.Д., Шеремет О.Г.
Кононов М.В.
Сдвиго
вая система в земной коре Берингова моря
ре
ликт эшелонированной границы Евразийской и
СевероАмериканской литосферных плит // Гео
тектоника. 2014. № 4. С. 3–27.
23
. Чехович В.Д., Лобковский Л.И., Кононов М.В, Шере"
мет О.Г., Шипилов Э.В.
Позднемеловая–палеоге
новая эшелонированная трансформная зона как
фрагмент границы Евразийской и СевероАмери
канской литосферных плит в земной коре Чукот
скоАляскинского шельфа // Докл. РАН. 2014.
Т. 459. № 6. С. 730–735.
24.
Шеремет О.Г.
Численное и аналитическое модели
рование гравимагнитных полей для изучения глу
бинных структур коры и перспектив нефтегазо
носности // Тектоника и геофизика литосферы.
Матер. 35го Тектонического совещания. M.:
ГЕОС, 2002. C. 319–323.
25
. Шипилов Э.В., Лобковский Л.И.
О субмеридиональ
ной зоне сдвига в структуре континентальной
окраины Чукотского моря и механизм раскрытия
Канадского океанического бассейна // Докл. РАН.
2014. Т. 455. С. 67–71.
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 19
26.
Alvey A., Gaina G., Kusznir N.J., Torsvic T.H.
Integrat
ed crustal thickness mapping and plate reconstruction
for the High Arctic // Earth Planet. Sci. Lett. 2008.
Vol. 274. № 3–4. P. 310–321.
27.
Bruvol R., Kristoffersen Y., Coakley B.
Hemipelаgic de
posits on the Mendeleev and northwestern Alpha sub
marine ridges in the Arctic Ocean: acustic stratigraphy,
depositinal envirinement and interridge correlаtion by
the ACEX results // Marine Geophys. Res. 2010.
Vol. 31. P. 149–171.
28.
Cooper A.K., Marlow M.S., Scholl D.W., Stevenson A.J.
Evidence for Cenozoic crustal extension in the Bering
Sea // Tectonics. 1992. Vol. 11. P. 719–731.
29.
Dewey J.F., Bird J.M.
Mountain belts and new global
tectonics // J. Geophys. Res. 1970. Vol. 75. № 14.
P. 2625–2647.
30.
Dinkelman M., Kumar N., Helwig J., Emmet P.,
Granath J.
Highlights of petroleum and crustal frame
work of the U.S. Chukchi See // Recorder. 2008.
Vol. 33. № 9. P. 1–19.
31.
Dinkelman M., Kumar N., Helwig J.
Evaluating current
plate tectonic model in the light of newly acquired geo
physical data in the Amerasian basin // GeoCanada.
2010. Working with the Earth.
32.
Dossing A.H., Jakson H., Matzka J., Einarsson R., Ras"
mussen R., Olsen A., Brozene J.
On the origin of the Am
erasia Basin and the High Arctic Igneous Province –
results of new aeromagnetic data // Earth Planet. Sci.
Lett. 2013. Vol. 363. P. 219–230.
33.
Dossing A., Hopper J.R., Olesen A.V., Rasmussen T.M.,
Halpenny J.
New aerogravity results from the Arctic:
linking the latest Cretaceous–early Cenozoic plate ki
nematics of the North Atlantic and Arctic Ocean //
Geochemisry, Geophysics, Geosystems. 2013. Vol. 14.
№ 10. P. 4044–4956.
34.
Dumitru T.A., Miller E.L., O’Sullivan P.B., Amato J.M.,
Hannula K.A.
Cretaсeous to Recent extension in the
Bering Strait region, Alaska // Tectonics. 1995. Vol. 14.
№ 3. P. 549–558.
35
. Engebretson D.C., Cox R.G., Gordon R.G.
Relative mo
tions between oceanic and continental plates in the Pa
cific Basin // Geol. Soc. Am. Sp. Paper. 1985. Vol. 206.
59 p.
36.
Fuis G.S., Murphy J.M. Lutter W.J., Moore T.E.,
Bird K.J., Christensen N.I.
Deep seismic structure and
tectonics of northern Alaska: crustalscale duplexing
with defomation extending into the upper mantle //
J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102. P. 20873–20896.
37.
Fujita K., Mackey K.J., McCaleb R.C., Gunbina I.V.,
Kovalev V.N., Imaev V.S., Smirnov V.N.
Seismicity of
Chukotka, Northeastern Russia / Miller E.L., Grantz A.,
Klemperer S.L. (eds.). Tectonic evolution of the Bering
Shelf–Chukchi Sea–Arctic Margin and adjacent land
masses // Geol. Soc. Am. Sp. Paper. 2002. Vol. 360.
Р. 259–272.
38.
Fujita K., Kozmin B.M., Mackey K.G., Riegel S.A.,
McLean M.S., Imaev V.N.
Seismotectonics of Chersky
seismic belt, northeastern Sakha Republic (Yakutia)
and Magadan district, Russia / Stone D.B., Fudjita K.,
Layer P., Miller E., Prokopiev A., Toro J. (eds.). Geol
ogy, geophysics and tectonics of Northeastern Russia: a
tribute to Leonid Parfenov // European Geophysical
Union. Stephan Mueller Series. 2009. Vol. 4. P. 117–
145.
39.
Gaina C., Medvedev S., Torsvik T.H., Koulakov I.,
Werner S.C.
4D Arctic: a glimps into the structure and
evolution of the Arctic in the light of new geophysical
maps, plate tectonics and tomographic models // Surv.
Geophys. DOI 10. 10007/s107120139254y.
40.
Gaina C., Roest W.R., Muller R.D.
Late Cretaceous–
Cenozoic deformation of northeast Asia // Earth Plan
et. Sci. Lett. 2002. Vol. 197. P. 273–286.
41.
Grantz A., Clark D.I., Phillips R.I.
Phanerozoic stratig
raphy of Northwind Ridge, magnetic anomalies in the
Canada Basin and the geometry and timing of rifting in
the Amerasia basin, Arctic Ocean // Geol. Soc. Amer.
Bull. 1998. Vol. 110. № 6. P. 801–820.
42.
Grantz A., May D.S.
Rifting history and structural de
velopment of the cоntinental margin north of Alaska /
Watkins J.S., Drake C.I. (eds.). Study in continent
margins geology // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem.
1983. Vol. 34. P. 77–100.
43.
Grantz A., May D.S., Hart P.E.
Geology of the conti
nental margin of Alaska // Geol. Soc. Amer. 1990.
P. 257–288.
44.
Grantz A., May D.S.
Regional geology and petroleum
potential of the United States Chukchi shelf north of
Point Hope / Scholl D.W., Grantz A., Vedder J.G.
(eds.). Geology and resource potential of the continen
tal margin of Western North America and adjacent
ocean basins – Beaufort Sea to Baja California: Cir
cumPacific council for energy and mineral resources //
Earth Science Series. Houston, Texas, 1987. Vol. 6.
P. 3 7 – 5 8 .
45.
Grantz A., Hart P., Childers V.
Geology and tectonic de
velopment of the Amerasia and Canada Basins, Arctic
Ocean // Geol. Soc. London Mem. 2011. Vol. 35. № 1.
P. 771–799.
46.
Hall J.K.
Chukchi Borderland // Grantz A., Johnson L.,
Sweeney J.F. (eds.). GSA Geology of North America.
V. L. Arctic Ocean Region. Boulder, 1990. P. 593–616.
47.
Hegewald A., Jokat W.
Tectonic and sedimentary struc
tures in the Northern Chukchi region, Arctic Ocean //
J. Geophys. Res. Solid Earth. 2013. Vol. 118. P. 3285–
3296.
48.
Jokat W., Uenzelmanneben G., Kristoffersen Y., Rasmus"
sen A.
Lomonosov Ridge – a doblesided continental
margin // Geology. 1992. Vol. 20. P. 887–890.
49.
Kelly Brumley K.
Tectonic, geomorphology of the
Chukchi Borderland: constraint for tectonic recon
struction models // Thesis presented to the Faculty of
The University of Alaska. Fairbanks, 2009. 116 p.
50.
Klemperer S.L., Miller E.L., Grantz A., Scholl D.W. the
Bering"Chukchi Working Group
. Crustal structure of the
Bering and Chukchi shelves: deep seismic reflection
profiles across North American continent between
20
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ЧЕХОВИЧ и др.
Alaska and Russia / Miller E.L., Grantz A., Klempe
rer S.L. (eds.). Tectonic evolution of the Bering Shelf–
Chukchi Sea–Arctic Margin and adjacent landmasses //
Geol. Soc. Am. Sp. Paper. 2002. Vol. 360. P. 1–22.
51.
Kuzmichev A.B.
Where does the south Anyui suture go
in the New Siberian Island and Laptev Sea? Implica
tion for the Amerasia Basin origin // Tectonophysics.
2009. Vol. 463. № 1–4. P. 86–108.
52.
Lane L.S.
Canada basin, Arctic Ocean: evidence
against rotational origin // Tectonics. 1997. Vol. 16.
№ 3. P. 363–387.
53.
Lawver L.A., Grantz A., Gahagan L.M.
Plate kinematic
evolution of the present Arctic region since the Ordov
ician / Miller E.L., Grantz A., Klemperer S.L. (eds.).
Tectonic evolution of the Bering Shelf–Chukchi Sea–
Arctic Margin and adjacent landmasses // Geol. Soc.
Amer. Sp. Paper. 2002. Vol. 360. P. 333–358.
54.
Lebedeva"Ivanova N.N., Zamansky Yu.Yu.,
Langinen A.E., Sorokin M.Yu.
Seismic profiling across
the Mendeleev Ridge at 82
°
N: evidence of continental
crust // Geophys. J. Intern. 2006. Vol. 165. P. 527–544.
55.
Lobkovsky L.I., Kononov M.V., Garagash I.A., Verzh"
bitsky V.E., Kotelkin V.D.
3D geodynamics of Arctic
region and model of Amerasian Basin formation //
Proceedings ICAM VI, Fairbanks, Alaska, May 31–
June 2, 2011. University of Alaska, Fairbanks.
Stone D.B., Grikurov G.E., Clough J.G., Oakey G.N.,
Thurston D.K. (eds.). St. Peterburg: VSEGEI, 2014.
Р. 1– 34 .
56.
Malyshev N.A., OmetkoV.V., Borodulin A.A., Bari"
nova E.M., Ikhsanov B.I.
Tectonics of the sedimentary
basins in the Russian sector of the Chukchi Sea //
Proceedings ICAM VI, Fairbanks, Alaska, May 31–
June 2, 2011. University of Alaska, Fairbanks.
Stone D.B., Grikurov G.E., Clough J.G., Oakey G.N.,
Thurston D.K. (eds.). St. Peterburg: VSEGEI, 2014.
Р. 203–209.
57
. Mayer L.A., Armstrong A., Calder B., Gardner J.
Sea
floor mapping the Arctic: support for potential US ex
tended continental shelf // Intern. Hydrographyc Re
view. May 2010. P. 14–23.
58.
Molnar P., Stock J.
Relative motions of hotspots in the
Pacific, Atlantic and Indian Ocean since late Creta
ceous time // Nature. 1987. Vol. 327. P. 587–591.
59.
Moore T., Dumitru T.A., Adams K.E., Witebsky,
Harris A.G.E.
Origin of Lisburn Hill – Herald Arch
structural Belt: stratigraphy, structural and fissiontrack
evidence from the Cape Lisburn Area, Northwestertn
Alaska / Miller E.L., Grantz A., Klemperer S.L. (eds.).
Tectonic evolution of the Bering Shelf–Chukchi Sea–
Arctic Margin and adjacent landmasses // Geol. Soc.
Am. Sp. Paper. 2002. Vol. 360. P. 77–110.
60.
Morgan W.J.
Rises, trenches, great faults and crustal
blocs
// J. Geophys. Res. 1968. Vol. 73. № 6. P. 1959–
1982.
61.
Muller R.D., Royer J.Y., Lawer L.A.
Revised plate mo
tions relative to the hotspots from combined Atlantic
and Indian Ocean hotspot tracks // Geology. 1993.
Vol. 21. № 3. P. 275–278.
62.
Oldow J.S., Bally A.W., Ave Lalleman H.G.
Transpres
sion, orogenic float and lithospheric balance // Geolo
gy. 1990. Vol. 18. P. 991–994.
63.
Patton W.W., Tailleur I.L.
Evidence in the Bering Strait
region for differential movement between North Amer
ica and Eurasia // Geol. Soc. Amer. Bull. 1977. Vol. 88.
P. 1298–1304.
64
. Reguzzione M., Sampietro D., Senso F.
Global Moho
from the combination of the CRUST 2.0 and GOSE
data / / Geophys. J. Inter n. 2013. Vol. 1 95. № 1. P. 222–
237.
65.
Sandwell D.T., Smith W.Y.R.
Global marine gravity
from retrackted Geosat and ERS1 altimetry // J. Geo
phys. Res. 1997. Vol. 102. P. 10039–10054.
66.
Scotese C.R.
Jurassic and Cretaceous plate tectonic re
constructions // Paleogeog. Paleoecol. Paleoclim.
1992.
Vol. 87. P. 493–501.
67.
Sherwood K.W., Jonson P.P., Craig J.D., Zerwick S.A.,
Lothaimer R.T., Thurston D.K., Hurbert S.B.
Structure
and stratigraphy of the Hanna Trough, U.S. Chukchi
Shelf, Alaska / Miller E.L., Grantz A., Klemperer S.L.
(eds.). Tectonic evolution of the Bering Shelf–Chukchi
Sea–Arctic Margin and adjacent landmasses // Geol.
Soc. Am. Sp. Paper. 2002. Vol. 360. P. 39–66.
68.
Shipilov E.V., Senin B.V., Yunov A.Yu.
Sedimtntary
cover and basement of Chukchi Sea from seismic
data // Geotectonics. 1989. Vol. 23. № 5. P. 456–463.
69.
Sokolov S.D., Bondarenko G.Ye., Layer P.W.,
Kravchenko"Berezhnoy I.R.
South Anyui suture: tecto
nostratigraphy, deformations, and principal tectonic
events / Stone D.B., Fujita K., Layer P.W., Miller E.L.,
Prokopiev A.V., Toro J. (eds.). Geology, geophysics and
tectonics of Northeastern Russia: a tribute to Leonid
Parfenov // European Geosciences Union. Stephan
Mueller Publication Series. 2009. Vol. 4. P. 201–221.
70.
Srivastava S.P.
Evolution of the Eurasian basin and its
implication of Greenland along Nares Straite // Tec
tonophysics. 1985. Vol. 114. P. 29–53.
71.
Tols o n R.B.
Structure
and stratigraphy of the Hope ba
sin, Southern Chukchi Sea, Alaska
/ Scholl D.W.,
Grantz A., Vedder J.G. (eds). Geology and resource
potential of the continental margin of Western North
America and adjacent ocean basins – Beaufort Sea to
Baja California: CircumPacific council for energy and
mineral resources // Earth Science Series. Houston.
Texas.1987. Vol. 6. P. 59–71.
72
. Tozer R., Bevan T., Choi A., Hossack J., Matthews S.,
Phillips S., Pietras J., Tanasichuk D.
A unified model
for the opening of the Canada Basin // AAPG
Datapages/Search and Discovery Article № 9074.
GeoConvention. 2012.
73.
Verzhbitsky V., Frantzen E.M., Trommestad K., Savosti"
na T., Little A., Sokolov S.D., Tuchkova M.I., Martyn"
tsiva O., Ulinaess M.
New Seismic Data on The South
and North Chukchi Sedimentary Basins and the Wran
gel Arch and their Significance for the Geology of
ГЕОТЕКТОНИКА № 5 2015
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА 21
Chukchi Sea shelf // Saint Petersburg, Russia: 2008.
.
74.
Van"Wagoner A., Williamson M., Robinson P., Gibson G.
First sample from aсustic basement recovered from the
Alfa ridge, Arctic Оcean: new constraint for the origin
of the ridge // J. Geodynamics. 1986. Vol. 6. P. 177–
196.
75.
Wissinger E.S., Levander A.
Seismic images of crustal
duplexing and continental subduction in the Brooks
Range // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102. P. 20847–
20871.
76.
Wolf L.W., McCaleb R.C., Stone D.B., Brocher T.M.,
Fujita K., Klemperer S.L.
Crustal structure across Ber
ing Strait, Alaska: Onshore recording of a marine seis
mic survey // Geol. Soc. Am. Sp. Paper. 2002. Vol. 360.
P. 25–37.
Рецензенты: Н.А. Горячев, Б.Г. Гашонко
ПОЗДНЕМЕЛОВАЯПАЛЕОГЕНОВАЯ ТРАНСФОРМНАЯ ЗОНА МЕЖДУ
ЛИТОСФЕРНЫМИ ПЛИТАМИ ЕВРАЗИИ И СЕВЕРНОЙ АМЕРИКИ
© 2015 г. В. Д. Чехович
1
, Л. И. Лобковский
2
, М. В. Кононов
2
, О. Г. Шеремет
1
1
Геологический институт РАН. Москва, 119017, Пыжевский пер., д. 7,
e"mail: vadim@ilran.ru
2
Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, Москва, 117997, Нахимовский пр., д. 36
Поступила в редакцию 10.032015 г.
В пределах акваторий Чукотского моря и Амеразийского бассейна Арктического океана проведены
исследования, основанные на вычислении аномалий
D
функции (метод совместного анализа грави
тационных и магнитных данных). Результатом этих исследований стало выявление протяженных
разрывных нарушений, затрагивающих по данным расчетов положения верхних и нижних кромок
возмущающих масс, как земную кору, так и верхнюю мантию. Показано, что эти разломы являются
правыми сдвигами, продолжающими позднемеловые–палеогеновые структуры подобного же рода в
земной коре Берингова моря, что дает основание рассматривать эшелонированную сдвиговую систе
му Берингова и Чукотского морей и Амеразийского бассейна в качестве реликта позднемеловой–па
леогеновой трансформной зоны между литосферными плитами Евразии и Северной Америки.
Ключевые слова:
Восточная Арктика, Амеразийский бассейн, Берингово море, расчет аномалий
D
функции, тектоника, палеогеодинамические реконструкции
ResearchGate has not been able to resolve any citations for this publication.
Article
Full-text available
During the summer of 2006 TGS-NOPEC conjointly with Geophysical Solutions Integrator acquired new seismic data in the Russian part of the Chukchi Sea. The area of the Chukchi Sea studied includes (from S to N): South Chukchi sedimentary basin (1), Wrangel Late Kimmerian Arch (2), North Chukchi sedimentary basin (3). Due to the absence of offshore wells in the Russian sector of Chukchi Sea, the interpretation of acquired seismic data and definition of probable hydrocarbon potential must be based on the comparison with the US sector of the Chukchi Sea and the Alaska North Slope, as well as on the geology of Northern Chukotka and Wrangel Island. In the northern part of the Wrangel Arch most of the thrust faults are N-vergent, but double-vergent transpressional structures also occur. To the North of the Wrangel Arch, a clearly recognizable angular unconformity in the upper parts of the North Chukchi basin may correspond to the Lower/Upper Brookian (∼Cretaceous/ Tertiary) boundary, although it may be as old as Early Cretaceous (pre-Aptian) in age. The maximum Pz-Mz-Cz sediment thickness of the North Chukchi basin exceeds 16 km. In the South Chukchi basin the thickness of sediments (Late Cretaceous?- Cenozoic) mostly doesn t exceed 3-4 km, but in some places reaches 5-6 km. The geometry of the faults indicates an extensional/transtensional setting of the South Chukchi rift basin development. The changes in phase or polarity in upper parts of the sedimentary cover, listric fault planes in the pre-rift sequences, associated with areas of reduced reflectivity in the upper sediments may point to a gas presence. The synorogenic (pre-rift) Upper Jurassic-Lower Cretaceous organic-rich terrigenous sequence (containing visible plant remnants), which is exposed onshore in Northern Central Chukotka and is probably present in the Chukchi Sea, may represent regional gas source rocks.
Article
The most widely accepted model for the opening of Canada Basin invokes 66° of counterclockwise rotation of Arctic Alaska and Chukotka away from the Canadian Arctic in Early Cretaceous time. Late Paleozoic structural trends and paleogeography have been used in support of the rotation hypothesis. Recent refinements in the ages of Paleozoic tectonic events in Arctic Alaska, Yukon, and the Canadian Arctic Islands provide new controls on correlations of late Paleozoic paleogeography and raise doubts about whether the Paleozoic tectonics of the Arctic Alaska-Yukon region necessitate a rotational reconstruction of Arctic Alaska against the Canadian Arctic Islands. A rotational restoration of Arctic Alaska requires the Alaskan and Canadian margins to be conjugates of comparable age and evolution. The rift-drift transition age for the Alaskan margin is most likely Hauterivian (Early Cretaceous), but for the Canadian Arctic margin it is most likely post-Albian (mid-Cretaceous). Crustal structure data from the Beaufort Sea continental margin in Canada define a rifted margin segmented by fracture zones which constrain the kinematics of ocean spreading to be northwestward, perpendicular to that required by the rotation hypothesis but subparallel to that suggested by seismic velocity anisotropy in the upper mantle. The Alaska-Chukotka rotation hypothesis also fails to account for up to 600 km of continental overlap upon restoration of 66° of rotation and the absence of any accommodating contractional structures in northern Yukon and adjacent Northwest Territories. Because the Alaska-Chukotka rotation hypothesis fails to account for much of the available data, serious doubt is cast on its viability. An existing multistage tectonic model for the evolution of Canada and Makarov basins is summarized as an example of a model which can account for the existing data.