Формирование рассматриваемых структур происходило в условиях растяжения, и в верхних, хрупких горизонтах коры сопровождалось образованием систем горсто-грабеновых структур, характерных как для поднятий, так и для впадин. Это хорошо видно на сейсмических профилях, пересекающих хр. Нортвинд и Канадскую котловину (Косько и др., 2002) или хр. Ломоносова и сопредельные впадины (Буценко, Поселов, 2004; Буценко, Поселов, 2005).
В сопряженных с поднятием Ломоносова прогибах Евразийского бассейна и впадине Подводников наиболее древний сейсмокомплекс датируется поздним мелом.
По данным сейсмофациального анализа (Буценко, Поселов, 2005; Буценко, 2006) и материалам бурения на хр. Ломоносова (Backman, 2006) выполняющие рассматриваемые структуры терригенные отложения представлены мелководными или континентальными фациями.
Главными структурами (структурами I порядка), образовавшимися на раннеокеаническом этапе в результате рифтогенных преобразований континентальной коры, явились обширные субмеридиональные бассейны (Евразийский, Канадский) и впадины (Макарова-Подводников) и разделяющие их поднятия Ломоносова и Менделеева (рис. 12).
Другой разновидностью структур растяжения, образовавшихся на раннеокеаническом этапе, является пояс окраинно-шельфовых рифтогенных прогибов, приуроченных к современному континентальному склону и подножью. Эти прогибы развивались над зоной глубинных разломов, окаймляющих область мантийного апвеллинга и выраженных в гравитационном поле цепочкой максимумов, связанных с выступами мантийного материала под осевой часть прогибов (Погребицкий и др., 2001). В Евразийском и Канадском бассейнах окраинно-шельфовые прогибы приурочены к зоне сочленения континентальной и океанической коры (или коры переходного типа), а в области Центрально-Арктических поднятий – к зоне сочленения стандартной и редуцированной континентальной коры, т. е. являются внутриконтинентальными рифтогенными прогибами. Окраинно-шельфовые прогибы на раннеокеаническом этапе развивались практически синхронно с субмеридиональными впадинами и прогибами Центрально-Арктической области и выполнены сходными по составу и возрасту К-КZ-толщами вулканогенно-терригенных и терригенных отложений. Наличие таких прогибов и сопряженных с ними окраинно-материковых поднятий нередко затушевывает структурные связи прогибов и впадин Центрально-Арктической области и Восточно-Арктического шельфа.
Сейчас же очевидно, что процессы растяжения и деструкции континентальной коры не ограничивались современной глубоководной областью СЛО, а распространялись на прилегающий шельф, затухая лишь у побережья.
Поскольку в настоящее время не представляется возможным обрисовать общую горсто-грабеновую структуру хребта Ломоносова с той же детальностью, как это сделано на шельфе, на геодинамической модели показаны грабенообразные прогибы западного склона и центральной части хребта Ломоносова с осадочным выполнением мощностью 4–5 км, представленным в основном верхнемеловыми-эоценовыми сейсмокомплексами со скоростями 3,4–4,2 км/с.
Результаты комплексных геолого-геофизических исследований «Арктика-2007» с привлечением материалов ранее проведенных исследований позволяют сделать выводы о структурной связи горсто-грабеновых систем Новосибирской островов и хребта Ломоносова. Эти системы являются частями единого субмеридионального поднятия, сформировавшегося в мел-палеогеновое время в процессе континентального рифтогенеза. Отнесение начала рифтогенеза к апт-альбу основано на возрасте нижних горизонтов осадочного чехла в сопредельных с рассматриваемым поднятием Лаптевском и Восточно-Сибирском седиментационных бассейнах и грабенообразных прогибах Новосибирской системы (Виноградов и др., 2005).
Пояс окраинно-шельфовых рифтогенных прогибов и сопряженных с ними окраинно-шельфовых поднятий, окаймляющих, как уже отмечалось, область наиболее интенсивных деструктивных преобразований континентальной коры, «накладывается» на одновременно с ним развившиеся субмеридиональные структуры. Этот пояс состоит из ряда крупных прогибов (Северо-Лаптевского, Северного, Вилькицкого, Северо-Чукотского), выполненных очень мощными (до 18–20 км) толщами K-KZ и более древних отложений. Сейчас уже очевидно, что формирование этих прогибов связано с несколькими эпохами континентального рифтогенеза: доокеанического (среднепалеозойского и позднепалеозойско-мезозойского) и раннеокеанического позднекиммерийско-альпийского.
Океанический этап начался после периода пенепленизации, фиксируемого на сейсмических профилях поверхностью регионального несогласия, разделяющего осадочный чехол поднятий и бассейнов на нижний и верхний структурные этажи, которые формировались при различных условиях осадконакопления. Это несогласие связывается с глобальным позднеолигоценовым тектоно-эвстатическим минимумом, который по периферии Арктического бассейна проявился формированием мощных кор выветривания (Ким, 2003; Буценко, Поселов, 2004). Сейсмофации нижнего структурного этажа по своим характеристикам близки фациям морских мелководных терригенных осадков. Сейсмофации верхнего структурного этажа соответствуют фациям глубоководных отложений.
Основным геодинамическим содержанием рассматриваемого этапа являлось быстрое нетектоническое погружение или обрушение окаймленной присклоновыми прогибами области (географически представлявшей подвергавшуюся эрозии сушу или мелководный шельф) и формирование глубоководного Арктического бассейна, отделенного от шельфа эпиконтинентальным поясом флексурно-разломного обрушения.
Причины быстрого неотектонического погружения остаются неясными. Однако вероятно, что оно явилось проявлением глобального процесса крупноамплитудных неотектонических погружений обширных пространств, занятых современными океанами.
По мнению академика Ю.М. Пущаровского, выполнившего тектоническую типизацию 46-ти глубоководных впадин всех океанов Земли: «…даже в общем виде процесс не укладывается в строгие каноны спредингового развития … наряду с ним действовал и процесс тектонического опускания, что и привело к наблюдающейся достаточно сложной картине структурного развития океанского дна. Во всех рассмотренных океанах отмечен ступенчатый характер этого опускания, что отражает дискретный геодинамический режим нисходящих движений» (Пущаровский, 2007, с. 121).
Анализ результатов глубоководного бурения в Мировом океане показал, что субаэральные базальтовые толщи II океанического слоя и их коры выветривания, образовавшиеся во временном интервале поздняя юра-мел-палеоген, испытали стремительное погружение до глубин 1–6 км (Блюман, 2006).
В пределах Арктического океана погружение было неравномерным, ступенчатым: наибольшее погружение испытали области максимального подъема мантийных масс (и соответствующего утонения и деструкции коры) на предыдущем этапе (котловины Амундсена, Макарова, Нансена, Канадская). На сейсмических профилях, пересекающих провинцию Центрально-Арктических поднятий, отчетливо видно ступенчатое, по системе сбросов, погружение поверхности регионального несогласия как от хребтов и поднятий в прилегающие котловины, так и от Восточно-Сибирского шельфа во впадины Подводников-Макарова (Буценко, Поселов, 2005).
Наиболее крупной регмагенной структурой позднеальпийского этапа является пояс флексурно-разломного обрушения, разграничивающий шельфовую и глубоководную (абиссальные и батиальные) области СЛО (рис. 12). Морфологически он выражен континентальным или материковым (в пределах области Центрально-Арктических поднятий) склоном различной ширины и крутизны. Ширина этого пояса колеблется от 40–50 км до 100 км. В его пределах в наиболее крутых частях континентального склона выделяется серия сбросовых уступов и достаточно многочисленные диагональные и поперечные к простиранию пояса разломы. В области Центрально-Арктических поднятий он разграничивает шельфовые области со стандартной континентальной корой и внутриокеанские поднятия Ломоносова и Менделеева и впадину Подводников с редуцированной или, на отдельных участках, реликтовой континентальной корой и является, таким образом, внутриконтинентальной флексурно-разломной зоной. Здесь наблюдается наименьшая крутизна материкового склона, бровка шельфа морфологически не выражена и порой трудно провести четкую границу между шельфовой и батиальной областью океана.
Заметная флексурно-разломная зона располагается по границе поднятия Ломоносова и котловины Амундсена, образуя вместе с Северо-Земельской и Лаптевоморской флексурно-разломными зонами единый морфоструктурный ансамбль континентального склона и подножья (Нарышкин и др., 2005)
