门捷列夫海岭是纪念门捷列夫吗？
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四大洋面积最小的狗
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罗蒙诺索夫海岭调查现状
北冰洋的大部分地区成片覆盖着1～6m厚的冰层，开展地球物理调查是一项极富挑战性的工作。尽管夏季大陆架海面上的冰层有所消融，但在北冰洋中心地区的冰盖则全年都不会融化。由于北冰洋地区这种特殊的自然条件，研究区的地球物理调查工作异常艰辛。北冰洋深水区的地球物理调查开始于20世纪60年代初，仅美国、加拿大、俄罗斯、德国、瑞典在内的少数几个国家在罗蒙诺索夫海岭及附近地区，利用浮冰岛（ARLIS II和LOREX）、潜艇（SCICEX）以及破冰船作为载体或科学平台进行了各类地球物理数据的采集工作。图10-1展示了历次科考路线及所采集的地震测线的位置。以下将按时间顺序对历次的北冰洋罗蒙诺索夫海岭区地球物理调查的科考活动进行简述。
一、ARLISⅡ1961～1965年科考
1961年，第二美国海军北极研究实验冰站（ARLIS II）布设在距阿拉斯加州巴罗角约350km处的浮冰岛上（Ostenso et al.，1977）。在1963年12月间该浮冰岛向法罗海峡漂移，最北点到达罗蒙诺索夫海岭侧部，面临马卡罗夫海盆（图10-1）。此次的科考项目包括了水深、重力测量以及地震勘探。ARLIS II科考中沿着从马卡罗夫海盆边缘穿越罗蒙诺索夫海岭峰脊的路径进行了地震数据采集，并通过对地震反射数据的重新处理（Weber et al.，1985），揭示了覆盖于罗蒙诺索夫海岭峰脊之上60 m厚的连续沉积盖层。此外，沿着倾斜角度穿越罗蒙诺索夫海岭的漂移路径中，地震资料同样揭示出这一连续的具有很好成层性的沉积盖层，其厚度在海岭的平顶部位增厚至 ＞850 m（Weber et al.，1985）。
二、LOREX 1979年科考
1979年，加拿大组织实施了罗蒙诺索夫海岭实验项目（LOREX），再一次利用浮冰岛进行了地震勘探工作（Weber，1979）。此次地震勘探中，配备了0.164 L（10 in3）气枪作为震源，通过浮冰岛上的一个洞进行激发，另外，还应用了穿透能力较深的多道地震激发系统（Weber，1979）。LOREX项目为了获取高精度地震数据，还装配了一台3 kHz的基底探测剖面仪（Weber，1979）。该地震资料反映了在极点附近罗蒙诺索夫海岭最狭窄部分的地质结构特征（图10-1）。这些地震资料的分析结果表明罗蒙诺索夫海岭是由一系列倾斜的雁列状排列的断块组成的，其顶部覆盖着一层厚度小于75 m的未固结的沉积物（Weber et al.，1985）。此外，在LOREX项目实验冰站穿越罗蒙诺索夫海岭的地区，还发现了固结沉积层被剥蚀的现象（Blasco et al.，1979）。
三、Arctic Ocean 1991/ARK-VIII/3科考
LOREX项目完成之后，时隔12年，1991年再次实施北极科考计划，对整个罗蒙诺索夫海岭进行了地震资料采集（Fütterer，1992；Jokat et al.，1992）。Polarstern号（德国）和Oden号（瑞典）破冰船共同为此次科考开路护航。Polarstern号用一个能在北极海冰上运行的装置牵引着地震设备，这种方法借鉴了先前北极地震探测活动中的一些成功经验，这些经验被证明在北极这种极端环境中应用是十分有效的（Grantz et al.，1986）。
此次科考中，地震震源采用了两个3L（大约183 in3）的气枪，气枪被悬挂于一个1t重的液压器之下，以便能使气枪尽可能靠近破冰船尾甲板（Jokat et al.，1992）。另外采用300 m长12道地震拖揽。此次科考在冰盖下成功获得了覆盖罗蒙诺索夫海岭的地震反射资料（Jokat et al.，1992）。另外，声呐浮标也被应用于探测罗蒙诺索夫海岭的速度结构以及盖层特征（Jokat et al.，1992）。其中分别位于87°55′N和87°40′N的两条地震反射剖面（AWI-91090和AWI-91091）完全穿越罗蒙诺索夫海岭峰脊（图10-1、图10-2）。这两条剖面首次清晰地展现了峰脊之上＜450m厚的地层特征，该套地层具有很好的成层性，呈现未受干扰的沉积披覆特征（Jokat et al.，1992）。这两条测线随后为古海洋学钻孔位置的选定提供了依据。
图10-1 覆盖罗蒙诺索夫海岭的地震采集航线图
（据Jakobsson et al.，2000）
此次科考中，利用安装在Polarstern号破冰船上的Parasound系统在2.5～5.5 kHz频率下获得了高精度海底浅层剖面资料（Fütterer et al.，1992）。沿 AWI-91090 和 AWI-91091测线采集的海底浅层剖面数据很清晰地显示出罗蒙诺索夫海岭上30～40 m厚未受干扰的沉积层。Polarstern号破冰船也装配了Atlas Hydrosweep多波束测深声呐，用其采集罗蒙诺索夫海岭峰脊水深数据（Fütterer et al.，1992）。以上采集的数据都已汇入北冰洋国际水深数据库（IBCAO）（Jakobsson et al.，2000），后来该数据库也为302科考提供了罗蒙诺索夫海岭水深数据。
四、Arctic Ocean 1996/ARK-XII/1科考
1996年，北冰洋科考中Oden号和Polarstern号再度合作。采集的地球物理资料包括地震反射资料、地震反射试验数据（Kristoffersen et al.，1997），以及用调频声呐采集到的高精度海底浅层测量数据（Backman et al.，1997）。这也是首次利用调频声呐在北冰洋中心地区进行数据采集。与北极1991年科考相比，此次的地球物理调查主要集中于靠近西伯利亚大陆边缘一侧的罗蒙诺索夫海岭地区（图10-1）。所采集的地震反射剖面同样成功地横切罗蒙诺索夫海岭（图10-1）。总共采集了700多千米的地震资料。此次科考中，由4条套筒式空气枪组成的气枪组（5.5 L）提供震源。该气枪组被装配在一个铁笼子中，并用1t重的液压器进行压坠。可惜该组装置由于浮冰的撞击而丢失（Kristoffersen et al.，1997）。之后又安装了两只预备的3L Prakla Seismos气枪，并为其装配了一个轻型压坠薄片，问题得以解决。另外，此次科考配备了200 m长的16道地震拖缆，炮检距为150 m。
图10-2 AWI-91091 地震剖面
（据Jakobsson et al.，2000）
剖面位置见图10-1
此次科考的另外一项成果是增补了85°20′N、135° E与87°40′N、155° E范围内罗蒙诺索夫海岭的水深数据（Jalobsson，1999）。这些数据同样为北冰洋国际水深数据库（IBCAO）的建设提供了重要的帮助（Jakobsson et al.，2000）。
五、ARK-XIV/1a科考
ARK-XIV/1a科考的主要目的是采集样品以及在美属北冰洋地区的阿尔法海岭获取地球物理资料（Jokat，1998）。由于阿尔法海岭地区存在极端的自然条件，动用了两艘破冰船：Polarstern号作为科学研究平台，而俄罗斯的核动力破冰船Arktika号进行破冰作业。尽管研究区冰层厚达6 m且十分坚硬，但此次科考还是沿3条测线共采集了320km的多道地震资料，并揭示出500～1200 m厚的沉积层。
在向拉普捷夫海返航途中，选择了一条沿罗蒙诺索夫海岭走向冰情较好的线路，成功地获取了数条顺海岭走向以及横穿海岭的地震剖面（Jokat，1998）（图10-1、图10-3）。这些剖面揭示了85° N以南的罗蒙诺索夫海岭地貌学特征，而1991年和1996年的两次科考都是在85° N以北的区域进行的。另外，此次科考成果也反映出罗蒙诺索夫海岭顶部沉积层向拉普捷夫海边缘逐渐增厚的特征。之后302科考中的1个主钻井井位和3个备用井位都定在以上几条测线上。制定备用井位主要考虑到冰情不好出现意外的情况。
图10-3 1998年ARK-XIV/1a 科考中获得的AWI-98590 地震剖面
（据Jakobsson et al.，2000）
六、SCICEX 1999科考
SCICEX 1999科考，动用了美国核动力潜艇USS Hawkbill号，从而避免了极地浮冰的干扰，因此对罗蒙诺索夫海岭大面积的勘测工作得以进行（Edward et al.，2003）（图10-1）。沿设计的常规调查线路，利用安装在USS Hawkbill号上的SCAMP系统进行连续的侧扫声呐和多波束测深调查。其目的主要是探究罗蒙诺索夫海岭峰脊的侵蚀特征，以及在两条原有地震测线（AWI-91090和AWI-91091）附近进行补充调查。SCAMP调频声呐数据分析表明在海岭峰脊地区的剥蚀主要被限制在水深小于1000 m的地区（Polyak et al.，2001），并且在AWI-91090和AWI-91091地震剖面附近的地区表现出未受任何干扰的沉积地层特征（Edward et al.，2003）。
七、北冰洋2001
2001年，为进行IODP302航次钻探，需对罗蒙诺索夫海岭补充采集地震联络测线。为此，瑞典科考队进行北冰洋2001补充调查（Kristoffersen et al.，2001）。此次科考采用了两个8.5L（约519 in3）的GI气枪以及8 道200m长的地震拖揽组成的地震采集系统（Kristoffersen et al.，2001）。在严峻的冰情条件下，以AWI-91091测线的联络测线采集为目的，进行了100km的地震数据的采集工作（图10-1）。然而，此次科考由于复杂的冰情，使调查天数从5天缩短到3天，而且有400 m检波器拖缆被损坏。
八、IODP 302航次
2004年，IODP302航次科考实施了M0001～M0004四口钻探井（沿AWI-91090测线布置），并在井位附近采集了单道地震以及15 kHz的回声探测数据，为M0001～M0004四口井的钻探工作提供必要的基础资料支撑（图10-1）。此次数据采集，震源采用一只配有波整形套的0.65L（40in3）PAR1600气枪。信号接收系统为有效长度16m的单道地震拖缆。地震拖缆由100个 AQ-1 检波器以及一个前置放大器组成。炮间距设定为2.7s，延迟1.0s，采样接受信号频率为4 kHz，采样点间隔1.3s。
在302航次科考的地震剖面上，新生代地层层序可划分为2套地震地层单元，相当于LR5/LR6和LR3/LR4。地震反射特征在整个剖面上基本没有变形。LR5～LR6地层上部地震反射较弱且不连续，指示有小的波阻抗差。几个层段中的波状地震反射特征表明海底地形不平整。LR5～LR6地层底部具有一套平整的层状地震反射（图10-4）。地震反射与地层的实际响应关系还需通过井-震结合的方法深入研究。
图10-4 M0001～M0003 井点附近的地震剖面三维图像
（据Jakobsson et al.，2000）
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北冰洋的形成演化
北冰洋被罗蒙诺索夫海岭分割为相对独立的美亚海盆和欧亚海盆，它们经历的形成和演化阶段也不同。
北冰洋中央的罗蒙诺索夫海岭、阿尔法海岭和门捷列夫隆起统称为北冰洋中央隆起，这些海岭的地质构造特征对认识北冰洋构造是至关重要的（Poselov V.A.，2007），因此在分析美亚海盆和欧亚海盆演化之前，有必要先了解一下对这些海岭的认识。
一、罗蒙诺索夫海岭、门捷列夫海岭-阿尔法海岭地质构造
（一）罗蒙诺索夫海岭地质构造
近十多年来，俄罗斯和西方研究机构对北极地区进行的地质-地球物理调查研究，使地学界逐步形成对罗蒙诺索夫海岭为陆壳的一致观点（Weber J.R.，1986；Volk V.E.，1992）。
由于欧亚海盆的磁条带清晰，海盆演化历史的重建得到广泛的认同，因此罗蒙诺索夫海岭被认为是从巴伦支陆架裂离的大陆条带（Srivastava，1985）。
沿中脊走向的地震折射，测得一个5km厚的上地壳层，速度为4.7km/s，速度梯度小；下部的下地壳层速度为6.6km/s，速度梯度也较小。地幔速度在27km 深处达到8.3km/s（Mair et al.，1982）。
横穿罗蒙诺索夫海岭的SLO-92 地学断面以及穿越门捷列夫隆起的 Transarktika-2000地学断面（图3-43），显示罗蒙诺索夫海岭上地壳层最大厚度达10km，固结地壳总厚度为 12～17km。包括下地壳层在内，罗蒙诺索夫海岭的地壳总厚度为 22～24km（Poselov V.A.et al.，2007）。
图3-43 沿罗蒙诺索夫海岭-门捷列夫隆起地学断面的地震地质剖面
（据Poselov V.A.et al.，2007）
AB—声波基底；C1—上地壳；C2—下地壳；C-M—壳幔混合体；M—地幔
罗蒙诺索夫海岭上采集了上二叠统的含锆石的岩石，从另一方面证实其陆壳的特征，以及该海岭在早新生代从巴伦支-喀拉-拉普捷夫海分离出来的假设（Shipilov E.V.，2008）。
在罗蒙诺索夫海岭进行的综合大洋钻探，取得沉积该层之下的白垩纪地层，证实存在中生界（Jackson H.R.et al.，2006）。
（二）门捷列夫海岭-阿尔法海岭地质构造
阿尔法-门捷列夫海岭是一条宽缓海山链，水深从3800 m至900 m。对阿尔法海岭和门捷列夫隆起的地质构造及其成因，至今没有定论，至少出现过4种不同的观点：①大陆型构造地貌（Pogrebitsky Y.E.，1976；Weber J.R.，1986；Volk V.E.，1992）；②古扩张中心（Hall J.K.，1973）；③洋壳火山高原和热点轨迹（Forsyth et al.，1986，Grantz A.et al.，2012）；④前俯冲带或挤压带等（Taylor et al.，1981；Sweeney et al.，1978；Vogt et al.，1984）。
从地壳结构与地壳厚度来看，门捷列夫隆起的固结地壳也可以明显分为两层。上层厚度为5～9km，其顶界面以5.8km/s速度为特征。下地壳层的速度突增至6.7km/s。下固结地壳的最大厚度移至隆起的冠部，达15～17km。门捷列夫隆起固结地壳的总厚度为15～26km。
阿尔法海岭的折射地震揭示，该海岭地壳厚度为38km，有高速的下地壳层，速度为6.45～6.8km/s。加拿大CESAR-83科考采集的深地震测深数据揭示阿尔法海岭莫霍面深度为36km（Poselov V.A.et al.，2007）。
玄武岩取心和地震折射、反射资料表明（Weber，1990；Asudeh et al.，1988；Jack⁃son et al.，1986；Forsyth et al.，1986；Lawver et al.，1994；Jokat et al.，2007），阿尔法-门捷列夫海岭是大型火山岩省（LIP），可能是热点轨迹，形成于洋陆过渡壳或洋中脊玄武岩之上，时间大致为127.5 Ma至89～83.5 Ma之间（Grantz A.et al.，2012）。马卡罗夫海盆南约40km的海岭顶部玄武岩40Ar/39Ar测年结果，年龄至少年轻至89 Ma（Grantz A.et al.，2012）。该火山岩省年龄也比阿尔法海岭上覆沉积物取心大，该取心为远洋沉积，为坎潘阶（Campanian，83.5～70.6Ma）至晚始新世微体化石（Mudie et al.，1986）。此外，阿尔法-门捷列夫海岭高分辨率反射地震剖面与罗蒙诺索夫海岭顶部岩心（Backman et al.，2008）对比，Bruvoll et al.认为门捷列夫海岭和阿尔法海岭中西部声学基底上最老沉积为70～75 Ma（坎潘阶顶部）。
二、美亚海盆的演化
美亚海盆，包括加拿大海盆，由于缺乏磁异常条带（图3-39），也很少受其他地质地球物理资料的约束，因此对于美亚海盆的形成演化至今认识还很不一致（Shipilov et al.，2006）。但总体而言，大致均认为是在中-晚侏罗世，伴随着全球泛大陆的裂解，加拿大海盆开始形成。
（一）“挡风玻璃雨刮式”模型
加拿大海盆呈三角形，长轴与欧亚海盆垂直，通常认为其扩张轴应为近南北向（图3-44）。
图3-44 北冰洋扩张示意图
（据Shipilov et al.，2006；Moore et al.，2006等编制）
YM—Yermak高地；MJ—莫里斯·杰塞普隆起；NR—Northwind脊；CP—楚科奇高地
Grantz et al.（1998）提出的旋转模型，新西伯利亚-楚科奇-阿拉斯加微板块以“挡风玻璃雨刮式”从北美张开（图3-45），至今仍得到最广泛的支持（Sweeney J.F.，1981；Brozena J.M.et al.，1999；Grantz A.，2006）。而且在加拿大海盆地球物理场中还识别了遗弃的扩张轴（图3-46）（Laxon S.，1994）。伴生的磁异常也容易识别，但其年代需根据新的地质地球物理资料进行厘定。南阿纽伊洋关闭点形成蛇绿岩缝合线也支持该模型（图3-42）。
加拿大海盆，应是在中-晚侏罗世，伴随着全球泛大陆的裂解开始形成的。在大西洋中部，扩张始于中侏罗世早期（大致在170 Ma前），同时在北极地区出现大陆裂谷。随后，150 Ma前，扩张轴漂移至南大西洋域。在北极区，加拿大海盆的张开从欧特里夫期持续到阿尔布期和赛诺曼期（图3-42）。Golonka J.et al.（2003）推测可能出现在140～133 Ma，Alvey A.et al.（2008）推测可能始于145 Ma。
（二）平行四边形模型
由于美亚海盆中加拿大海盆与马卡罗夫-Podvodnikov海盆长轴近于垂直，因此通常所推测的扩张轴也是垂直的，这从动力机制上难以找到合理的解释。
图3-45 120Ma 前加拿大海盆张开的古动力重建
（据Shipilov，2008，经修改）
1—新西伯利亚-楚科奇-阿拉斯加微板块；2—其他陆壳和地体；3—俯冲带和美亚海盆的扩张中心；4—主要缝合线；5—转换断裂带，箭头指示移动方向；①美亚海盆；②新西伯利亚-楚科奇-阿拉斯加微板块；③弗兰格尔岛；④布鲁克斯山脉；⑤罗蒙诺索夫海岭原型与阿尔法-门捷列夫海岭地块；⑥巴伦支海板块；⑦格陵兰；⑧北美；⑨欧亚；⑩南阿纽伊或古北极-阿纽伊-Angayucham洋；
科雷马-奥莫隆地体；
地体增生带；
Farallon板块、太平洋板块
Kuzmichev A.B.（2009）注意到美亚洋与日本海不仅规模相当，而且2个盆地具有相似的构造：洋壳中嵌有伸展大陆脊，因此可能有相似的起源，即美亚海盆可能为弧后盆地（图3-47）。因此，认为在侏罗纪-白垩纪之交，随大陆地体和岛弧地体与美亚大陆边缘的碰撞而打开。普遍的地幔对流重组和大洋板块后卷模型在此是适用的。
因此，美亚洋盆可看做边缘陆壳裂离形成的普通的弧后盆地。但裂谷式打开的动力学无法解释其三角状的外形特征（图3-47）。
前白垩纪，新西伯利亚-楚科奇地体与西伯利亚台地的连接，尤其在其南部泰梅尔地区，可认为美亚海盆的新西伯利亚一角也是旋转打开的。新西伯利亚-楚科奇陆块裂离罗蒙诺索夫海岭边缘，并发生顺时针旋转。旋转极位于现今拉普捷夫海，邻近马卡洛夫海盆角（图3-48）。
图3-46 美亚海盆及其邻区自由重力异常图
（据Shipilov，2008）
白色箭头指示加拿大海盆遗弃的扩张中心
美亚海盆相对旋转式裂谷作用形成2个对角，因此，盆地的打开符合两极旋转模式。两极旋转模式的主要矛盾是罗蒙诺索夫海岭与加拿大裂谷边缘相当尖的锐角。两极旋转模式的另一个矛盾是平直而狭窄的马卡洛夫海盆，形状与加拿大海盆明显不同，更像是裂谷作用而不是旋转的结果。为解决这两个难题，Kuzmichev A.B.（2009）大胆提出了平行四边形模式（图3-49），认为北美大陆顺时针旋转，而欧亚大陆逆时针旋转，导致期间的加拿大海盆和马卡罗夫海盆旋转打开。这个模式似乎提供了比较符合该区地理特征的构造解释，而且较为形象。但仅是推测，且地球动力系统复杂，是否成立，尚需地质地球物理资料的证实。
（三）非扩张模式
美亚海盆张开的多种构造模式，都要求洋盆以旋转张开（Lawver et al.，1990；Grantz et al.，1998；Lawver et al.，2002）。根据新编的北极磁异常图，Saltus et al.（2012）认为加拿大海盆不存在磁异常条带（图3-39），并将美亚海盆的磁异常与北极（图3-39）及全球（Korhonen et al.，2007）已知的洋壳进行对比，发现美亚海盆深水区不具洋壳特征，不能提供存在洋壳的决定性证据。
Saltus et al.（2012）认为斐济海盆和墨西哥湾磁异常特征与加拿大海盆可类比（图3-50）。斐济海盆外形呈三角形，被认为是澳大利亚板块与太平洋板块会聚过程间歇性扩张的结果。该区复杂的磁异常模式（Quesnel et al.，2009），被解释为自12 Ma以来，洋壳三联点连续扩张的结果（Garel et al.，2003）。墨西哥湾被认为是陆壳超级拉张，导致地幔剥露的结果（Harry，2008；Lawver et al.，2008），可能还包含热点岩浆的干扰（Bird et al.，2005）。墨西哥湾的磁异常特征（NAMAG，2002）为中等振幅，准线性异常。
图3-47 北极地区晚侏罗世美亚海盆打开前古地理复原图
（据 Kuzmichev，2009）
从图3-50来看，加拿大海盆磁异常与斐济海盆有相当的相似之处。斐济海盆磁异常具有更大的振幅变化，但复杂程度相当，并包括一定量的线性变化。加拿大海盆和斐济海盆均没有传统的大洋扩张中心磁条带。墨西哥湾磁异常，含有与加拿大海盆相似振幅和频率的线性异常。这些对比表明，仅从磁异常资料难以对这些地区地壳特征做出明确的结论。
图3-48 纽康姆中期美亚海盆开始张开时北极地区古地理图
（据 Kuzmichev，2009）
由于加拿大海盆磁异常特征不清晰。Saltus et al.（2012）认为磁异常可以反映地壳类型。美亚海盆可能不是传统的洋壳，而是高度拉张但属扩散性拉张的结果，或属各种地壳（过渡型）的混合。
美亚海盆的拉伸减薄可能与阿尔法-门捷列夫大岩浆省的形成演化有关。如果阿尔法-门捷列夫大岩浆省与岩石圈地幔柱的热扩散有关（Parsons et al.，1994；Saltus et al.，1995；Sleep et al.，2002；Tappe et al.，2007），那么岩石圈可能大范围被加热、弱化，形成扩散性的侵入和拉张。原始陆壳可能出现扩散式或分布式的拉张，而不是像旋转张开模式（Grantz et al.，1998；Lawver et al.，2002）那样，要求沿单一的主转换构造（推测在阿尔法海岭或罗蒙诺索夫海岭附近）形成大规模剪切。
图3-49 美亚海盆打开的平行四边形模式
（据Kuzmichev，2009）
a—晚侏罗世；b—现今；图b中楚科奇和北阿拉斯加有适度的压缩，其他地体形状不变
三、欧亚海盆的演化
欧亚海盆是北极地区最年轻的海盆，其构造演化历史可以从保存完好的磁条带中得到很好的约束（图3-51）（Gaina et al.，2002；Gain et al.，2005）。Vogt et al.（1979）较早利用航磁数据，识别出最老的磁异常条带为24（54Ma），因此提出欧亚海盆的扩张可能始于白垩纪-第三纪（古、新近纪）之交。
后来罗蒙诺索夫海岭西侧还识别到了磁条带25（56 Ma）。该磁条带在海岭西端可以追踪，并延伸至Neires海峡。因此罗蒙诺索夫海岭从巴伦支海大陆边缘开始分离的时间应早于56 Ma。这样，欧亚海盆形成要早于挪威-格陵兰海盆，因为那里没有识别到早于24号的磁条带。
Glebivsky V.Yu et al.（2006）利用近年来的新资料，对磁条带进行更详细的研究（图3-52），也认为欧亚海盆的陆壳裂离要早于磁条带25形成，即裂离发生在58 Ma前或更早。从磁条带的分布来看，至磁条带13（35 Ma）之前，海岭西端位于Yermak高地和莫里斯·杰塞普隆起组成的统一高地。
磁条带13之后，Yermak高地和莫里斯·杰塞普隆起分离，使欧亚海盆与挪威-格陵兰海盆连通（图3-53B、C）。
从磁条带的分布特征来看，扩张速率的绝对值在逐渐减小的情况下，欧亚海盆扩张速率的特征沿Gakkel海岭方向基本保持一致（图3-51）。在早-中始新世（53～44 Ma磁条带24～20）海盆打开初始阶段（图3-52），总扩张速率相对较大，为2.2～2.7 cm/a。之后，到渐新世-早中新世，扩张速率急速下降到0.5～0.9 cm/a（磁条带13～6）。自20 Ma（磁条带6）至今，扩张速率略有增加，达到0.7～1.2 cm/a。
图3-50 加拿大海盆（图1a-c）与北斐济海盆（图2a-c）、 墨西哥湾（图3b-c）磁异常对比
（据Saltus et al.，2012）加拿大海盆磁异常（1b）据Glebovsky et al.（2000）；1a是向下延拓3km的磁异常特征，短波长部分明显增强（增加了噪声）；1c是向上延拓5km的结果；2a是被斐济海盆磁异常（Quesnel et al.，2009），向上延拓5km（2b）及10km（2c）的结果；3b是墨西哥湾磁异常（NAMAG，2002）及向上延拓5km的结果（3c）；所有图的宽度均接近1200km
欧亚海盆具独特的地壳结构，其厚度小于3km，上覆的沉积物平均厚度为1～2km（Jackson H.R.，1986），而世界洋盆的层2和层3实测平均厚度为6.5km（Christensen et al.，1975）。在欧亚海盆中薄的地壳被认为是洋中脊以5 mm/a 的速率缓慢扩张的产物，因此从轴部的岩浆房溢出的岩浆也更少。
图3-51 欧亚海盆的磁条带分布
（据Glebivsky V.Yu et al.，2006）
1—板块漂移路线；2—已识别的磁异常轴（点代表剖面位置）；3—根据磁地质年代标尺标定的磁条带编号和年代；4—重力资料确定的陆壳-洋壳边界（COT）
图3-52 欧亚海盆的演化
（据Glebivsky V.Yu et al.，2006，经修改）
A—53Ma前，24号磁条带；B—32Ma前，13号磁条带；C—现今1—依据磁测数据标定的扩张轴；2—推测扩张轴；3—连接欧亚海盆、巴芬湾和拉布拉多海的挤压走滑带；4—连接欧亚与挪威-格陵兰海盆的走滑带；5—1600m等深线；6—扩张方向。YM—Yermak高地；MJ—莫里斯·杰塞普隆起
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