Российская Федерация подписала Конвенцию ООН по морскому праву 1982 г. (далее - Конвенция) 10 декабря 1982 г. (тогда – как СССР) и ратифицировала ее 26 февраля 1997 г. Конвенция вступила в силу для Российской Федерации 11 апреля 1997 г.

В 2001 г. Россия первой из государств подала Представление в Комиссию по границам континентального шельфа (КГКШ) относительно внешней границы континентального шельфа (ВГКШ) Российской Федерации в Северном Ледовитом и Тихом океанах на основании пункта 8 статьи 76 Конвенции. В ней были представлены геолого-геофизические и батиметрические материалы, показывающие принадлежность к континентальной окраине Евразии участка акватории Охотского моря, расположенного за пределами 200-мильной экономической зоны России.

Рассматриваемый анклав является элементом естественного продолжения сухопутной территории Российской Федерации и расположен не далее 350 морских миль от исходных линий, от которых измеряется ширина территориального моря. Поэтому, в соответствии со статьей 76 Конвенции, представление соответствующего перечня координат внешних границ континентального шельфа здесь не требуется. Весь участок морского дна и недр рассматриваемого анклава, расположенного за пределами 200-мильной зоны, является частью расширенного континентального шельфа в соответствии со статьей 76 Конвенции.

На состоявшемся в июне 2002 г. XII заседании КГКШ по результатам рассмотрения заявки Российской Федерации был подготовлен ряд замечаний и рекомендаций. В частности, по Охотскому морю отмечалось, что представленные Россией материалы не содержат убедительных доказательств принадлежности собственно шельфу участка дна Охотского моря за пределами 200-мильной экономической зоны РФ.

На решение Комиссии, помимо непростой геополитической обстановки, повлияло и то, что Охотское море характеризуется обширным переуглубленным (местами более 1000 м) шельфом, занимающим около 90% площади акватории. Кроме того, существуют полярные точки зрения относительно модели геологического развития Охотоморского региона. Некоторые из них базируются на геолого-геофизических данных, полученных еще в первой половине XX века.

Диапазон концепций развития региона весьма широкий - от заложения впадины Охотского моря на древнем докембрийском основании до полного отрицания возможности продолжения структур Евразийского континента в акваторию Охотского моря. Например, некоторые известные российские геологи [Богданов, Добрецов, 2003] считают, что Охотоморский регион является частью океанической плиты Кула, перемещенной на многие тысячи километров из Тихого океана. Находясь под постоянным давлением с юга, Охотоморская плита испытывает сжатие, коробление; ее океаническими фрагментами являются офиолиты, выведенные на поверхность в коллизионных зонах по краям плиты, в частности на востоке Сахалина (главный натурный аргумент океанической природы Охотского моря).

Рекомендации Комиссии 2002 г. сводились к следующему:

Комиссия рекомендует Российской Федерации представить вполне документально обоснованное частичное Представление по своему расширенному континентальному шельфу в северной части Охотского моря. Это частичное Представление не должно наносить ущерба вопросам, касающимся делимитации границ между государствами на юге; относительно этого участка Представление можно сделать позднее, невзирая на положения статьи 4 приложения II к Конвенции, касающиеся десятилетнего срока.

При этом подразумевалось, что частичное пересмотренное Представление должно базироваться на новых геолого-геофизических данных, полученных с использованием современных технических средств и технологий.

Российские исследования после 2002 года

В соответствии с рекомендациями Комиссии, в 2006 г. на меридиональном профиле 2-ДВ-М протяженностью 1000 км, пересекающем участок акватории Охотского моря за пределами 200-мильной экономической зоны России (рис. 1), были проведены батиметрические наблюдения и выполнен комплекс геолого-геофизических исследований, включавший: ГСЗ (глубинные сейсмические зондирования), МОВ ОГТ (многоканальные наблюдения методом отраженных волн), высокоразрешающее сейсмическое профилирование, геологическое опробование дна и аэрогеофизическую (гравиметрическую и магнитометрическую) съемку масштаба 1:1 000 000 в полосе профиля.

В 2007 г. профиль 2-ДВ-М был продолжен через Курильские острова до выхода в Тихий океан. В 2013 г. были отработаны дополнительные региональные батиметрические профили вдоль северного склона Курильской котловины, на которых были определены точки подножия континентального склона (ПКС) с помощью программы GeoCAP 6.3.6 (рис. 2).

Построенные разрезы и модели со всей очевидностью показали, что рассчитанные точки ПКС, трассируясь в пределах глубин 2500–3000 м, фиксируют границу континентальной окраины, которая уверенно прослеживается от северной части острова Хоккайдо через южную оконечность острова Сахалин и на восток, вдоль северного склона Курильской (Южно-Охотской) котловины до северных Курильских островов и полуострова Камчатка.

Кроме того, батиметрические разрезы и трехмерная батиметрическая модель Охотского моря позволили морфологически трактовать северную и центральную части площади акватории как переуглубленный шельф. Таким образом, с геоморфологических позиций было показано, что анклав располагается внутри Охотоморской континентальной окраины.

Методика наблюдений, обработка и интерпретация новых геофизических данных

Наблюдения МОВ ОГТ. Полевые сейсмические работы МОВ ОГТ на профиле 2-ДВ-M были выполнены ФГУНПП «Севморгео» в 2006–2007 гг. Протяженность профиля составила более 1700 км (см. рис. 1). Для приема сейсмических сигналов использовалась цифровая сейсмическая коса SYNTRAK RDA II длиной 7950 м (636 каналов с расстоянием между центрами групп 12,5 м) с заглублением 8 м, кратность наблюдений по ОГТ - 106.

Обработка данных МОВ ОГТ была выполнена ФГУНПП «Севморгео» с использованием обрабатывающей системы FOCUS 5.3. Для ослабления кратных волн была применена деконволюция исходных сейсмограмм в tau-pi области. Эта технология позволила ослабить как кратные волны, так и среднескоростные помехи (преломленные волны). Остаточный фон кратных волн подавлялся медианным суммированием по ОГТ. Окончательный разрез МОВ ОГТ представлен на рис. 3.

Наблюдения ГСЗ. Полевые сейсмические работы ГСЗ на профиле 2-ДВ-M протяженностью 1000 км были выполнены ФГУНПП «Севморгео» в 2006 г. (см. рис. 2). Наблюдения выполнялись с использованием автономных самовсплывающих донных сейсмостанций АДСР-М с регистраторами SM-26 и бортовых устройств управления и позиционирования (GPS). Прием сигналов осуществлялся на трехкомпонентные сейсмоприемники GS-20 и гидрофоны. Для возбуждения сейсмических импульсов применялись пневмо-излучатели СИН-6М со сменными рабочими объемами 80 и 120 л.

Записи ГСЗ в формате SEG-Y в виде сборок сейсмических трасс по ОПВ (обращенные годографы) обрабатывались во ВНИИОкеангеология средствами системы ProMAX 2D v. 1998.1. После обработки записей в волновом поле удалось уверенно распознать как рефрагированные, так и отраженные волны. Общее количество зондирований составило 76. Мантийные рефракторы удалось выделить на 46 зондированиях.

Кинематическая интерпретация данных ГСЗ на профиле 2-ДВ-М выполнялась во ВНИИОкеангеология средствами системы сейсмической томографии XTomo 1.0. Система работает с рефрагированными, головными и отраженными волнами и способна кинематически моделировать распространение волн в слоистой среде. Принципы кинематической интерпретации данных ГСЗ средствами XTomo состоят главным образом в подборе моделей в ходе решений прямых задач и уточняющих инверсий.

Подобранное по рефрагированным волнам слоисто-градиентное окончательное приближение (модель земной коры) в пределах Северо-Охотского бассейна (впадина ТИНРО, Магаданский прогиб) и Центрально-Охотоморского свода характеризовалось следующими скоростными параметрами: 1,6–3,1 км/с в осадочном слое; 4,8–5,2 км/с в промежуточном комплексе (в комплексе акустического фундамента); 5,8–6,3 км/с в верхнем слое кристаллической коры; 6,7–7,1 км/с в нижней слое кристаллической коры; 7,9–8,0 км/с в верхней мантии.

Принципиально важным результатом моделирования является следующее. Строение земной коры в Курильской (Южно-Охотская) котловине и в пределах Центрально-Охотоморского свода кардинально отличается. В Курильской котловине отсутствуют слои акустического фундамента (скорости 4,8–5,2 км/с) и верхней кристаллической коры (скорости 5,8–6,3 км/с), но проявляются два комплекса, не имеющих аналогов на Центрально-Охотоморском своде, - комплекс относительно высокоскоростных осадков (скорости 3,9–4,2 км/с) и промежуточный комплекс со скоростями 5,4–5,6 км/с, залегающий непосредственно на нижней кристаллической коре. Кроме того, в Курильской котловине фиксируется внутримантийная граница (М2) (скорости более 8,3 км/с) (рис. 4).

Аэрогеофизические наблюдения на полигоне. Комплексная аэрогравиметрическая и аэромагнитная съемка масштаба 1:1 000 000 в пределах полосы профиля 2-ДВ-М (длиной 1000 км, шириной 200 км и общей площадью 200 тыс. км²) была выполнена ГНПП «Аэрогеофизика» в 2006 г. Съемка проводилась на самолете Ан-26 по системе меридиональных рядовых и широтных опорных маршрутов. Расстояние между рядовыми маршрутами равнялось 10 км, между опорными - 100 км. Погрешность аэрогравиметрической съемки, оцененная по сходимости результатов на повторных маршрутах, составила ±0,41 мГал. Погрешность аэромагнитной съемки по сходимости в точках пересечения рядовых и секущих маршрутов составила ±0,83 нТл.

Новые магнитометрические и гравиметрические материалы были увязаны с уже существующей цифровой информацией в исследуемом регионе.

Двухмерное сейсмоплотностное моделирование вдоль профиля 2-ДВ-М выполнено во ВНИИОкеангеология по традиционной методике, основанной на решении прямой и обратной задач гравиметрии с использованием программного обеспечения GM-SYS (v. 4.7) и с опорой на сейсмические данные МОВ ОГТ и ГСЗ.

На первом этапе оценивался гравитационный эффект от слоев сейсмической модели земной коры при допущении их плотностной однородности. Расхождение между модельной и наблюденной кривыми гравитационных аномалий было скомпенсировано за счет дополнительного уплотнения и разуплотнения отдельных блоков консолидированной коры и мантии; при этом вертикальные границы блоков соответствовали положению разломов, выделенных по вертикальным скоростным аномалиям (рис. 5). Модельные и наблюденные гравитационные аномалии сошлись с минимальной невязкой на всем протяжении профиля 2-ДВ-М.

По данным аэромагнитной съемки 2006 г. была создана новая карта аномального магнитного поля с привлечением старой магнитометрической информации. Расчеты по определению глубин залегания магнитоактивных источников выполнены по методу деконволюции Вернера. Как видно на рис. 5, все рассчитанные источники магнитных аномалий, спроецированные на профиль из полосы съемки шириной 10 км, сосредоточены в пределах промежуточного комплекса (скорости 4,8–5,3 км/с), поверхность которого соответствует акустическому фундаменту на разрезе МОВ ОГТ.

Геологическое строение Охотоморской континентальной окраины

Охотское море по геологическому строению и тектонике занимает особое положение среди окраинных морей континентальной окраины Азиатского материка. Оно глубоко вдается в пределы континента и характеризуется обширным переуглубленным шельфом.

В осадочном чехле по профилю 2-ДВ-М (см. рис. 3) выделено пять сейсмостратиграфических комплексов. Данные по скважине Магаданская-1, пробуренной в Магаданском прогибе несколько западнее профиля, позволили их стратифицировать как верхнемеловой-палеоценовый (1), эоценовый (2), олигоцен-среднемиоценовый (3), средне-верхнемиоценовый (4) и верхнемиоцен-четвертичный (5). Эти же комплексы были выделены на ранее отработанных региональных профилях МОВ ОГТ, пересекших акваторию Охотского моря в субширотном направлении (рис. 6).

Доолигоценовые комплексы (1 и 2) в разрезе скважины сложены туфами, туффитами и туфопесчаниками, а верхняя часть представлена преимущественно конгломератами, гравеллитами, песчаниками, алевролитами и аргиллитами, содержащими прослои углей. Такой состав свидетельствует о широком распространении континентальных, прибрежно- и мелководноморских условий во время накопления осадков. Осадочные породы этих комплексов распространены во всех прогибах Охотского моря. Их суммарная мощность варьируется в значительных пределах - от полного отсутствия на поднятиях Центрально-Охотоморского свода до 3–4 км в прогибах.

Олигоцен-среднемиоценовый комплекс (3) в разрезе скважины сложен кремнистыми аргиллитами и перекристаллизованными опоками, в которых кремнистое вещество имеет как биогенную, так и вулканогенную природу.

Средне-верхнемиоценовый комплекс (4) представлен терригенно-вулканогенными и терригенными породами. В разрезе скважины комплекс сложен опоковидными глинами, опоковидными алевролитами и песчаниками, опоками и диатомами с гравийно-галечным и пирокластическим материалом.

В состав верхнемиоцен-четвертичного комплекса (5) входят породы, которые распространены практически повсеместно на акватории Охотского моря. Формирование комплекса происходило в условиях интенсивного погружения бассейна. Его основной объем занимают песчано-алевролито-глинистые терригенные породы. В разрезе скважины в пределах комплекса установлены диатомиты со значительным количеством гравийно-галечного материала, а в фазы трансгрессии зафиксированы прослои глин и диатомитов, свидетельствующие об относительно глубоководной морской обстановке осадконакопления.

В Южно-Охотской котловине осадочный чехол представлен, по-видимому, только породами трех верхних комплексов, причем большая часть мощности чехла приходится на средне-верхнемиоценовые терригенные отложения. При этом мощность верхнемиоцен-четвертичного комплекса остается близкой к таковой на Центрально-Охотоморском своде.

В основании кайнозойского осадочного чехла Центрально-Охотоморского свода по данным ГСЗ выделен промежуточный комплекс (комплекс акустического фундамента), характеризующийся вариациями скорости по вертикали и латерали в диапазоне 4,8–5,3 км/с и средней плотностью 2,5 г/см³. Комплекс достигает наибольшей мощности (до 6 км) на поднятиях свода (см. рис. 4). Его геологическая интерпретация имеет принципиальное значение для обоснования эпиконтинентальной природы северной и центральной частей Охотского моря, так как с позиций альтернативной концепции (Охотское море - вулканическое плато, переместившаяся часть океанической плиты) этот комплекс должен трактоваться исключительно как II океанический слой.

По результатам количественной интерпретации АМП к комплексу акустического фундамента приурочены все источники магнитных аномалий (см. рис. 5), что позволяет интерпретировать его в качестве магнитоактивного фундамента. На Северо-Охотском шельфе акустический фундамент вскрыт у забоя параметрической скважины Магаданская-1. В составе фундамента, представленного вулканогенно-осадочными породами мелового возраста, отмечаются неравномерно переслаивающиеся туфы, туффиты, реже встречаются туфопесчаники, туфоалевролиты и туфо-аргиллиты.

Породы фундамента на акватории Охотского моря подняты на многочисленных станциях драгирования на возвышенностях и банках, в том числе в пределах Центрально-Охотоморского свода [Васильев и др., 2001; Емельянова, 2004]. В его геологическом строении участвуют метаморфические, магматические и осадочные породы палеозойско-мезозойского возраста, относящиеся по геохимической специализации к известково-щелочной калинатровой серии тихоокеанского типа.

Непосредственно на профиле 2-ДВ-М (работы 2006 г.) поднято 20 грунтовых трубок и выполнено 9 станций драгирования коренных пород в местах их выходов на поверхность дна (рис. 7). По данным [Дундо, 2006], петрографическими исследованиями в псефитовом материале со дна Охотского моря (всего 182 образца: 96 из драг и 86 из грунтовых колонок) устанавливаются три типа пород - метаморфические, изверженные (вулканические и интрузивные) и осадочные.

Метаморфические породы представлены мелко-среднезернистым кварц-карбонат-биотитовым кристаллическим сланцем. Вулканические породы состоят из базальтов, андезибазальтов и их туфов, андезитов и их туфов, дацитов и их туфов, риодацитов, риолитов и игнимбритов риолитового состава. Последние являются индикатором формирования вулканических пород в субаэральных условиях на поздних стадиях развития подвижных областей, имеющих в своем основании мощный гранито-метаморфический слой. Интрузивные породы представлены габбро, диоритами, кварцевыми диоритами, гранодиоритами, гранитами, гранит-порфирами и спессартитами. Возраст гранитов двух образцов, определенный U-Pb-методом по циркону, составляет 99 и 103 млн лет. Осадочные породы включают вулканомиктовые алевролиты и мелко-среднезернистые вулканомиктовые песчаники, полимиктовые песчаники, алевролиты, глинистые сланцы и аргиллиты.

Сравнение петрохимических характеристик выявленных вулканических пород с данными по Охотоморским позднемезозойским вулканитам [Емельянова, 2004] и синхронным континентальным вулканическим комплексам Охотско-Чукотского вулканического пояса обнаруживает полное сходство сопоставляемых объектов. Из этого закономерно следует вывод, что на протяжении нескольких последних тектономагматических циклов - позднемезозойского, палеогенового и незавершенного плиоцен-плейстоценового - современная акватория Охотского моря и обрамляющая ее суша представляли собой единую тектономагматическую провинцию.

Рентгеноструктурное исследование глинистых фракций показало, что, помимо типичных для морских осадков смектита, иллита и хлорита, в них установлен каолинит, иногда в количестве до 20–34%. Источником его поступления в осадок могут быть только континентальные коры выветривания, что может свидетельствовать о существовании в недавнем прошлом в провинции тафрогенных впадин Центрально-Охотоморского свода ряда островов или целого архипелага.

Таким образом, данные бурения и результаты анализа образцов пород, поднятых со дна Охотского моря, позволяют однозначно интерпретировать промежуточный комплекс (акустический фундамент) в пределах Центрально-Охотоморского свода как докайнозойский вулканогенно-осадочный комплекс, генетически связанный с континентальными вулканическими образованиями Охотско-Чукотского вулканического пояса.

Судя по сейсмостратиграфическим характеристикам комплекса в низах осадков Южно-Охотской котловины (см. рис. 3), вулканогенно-осадочный комплекс туда не прослеживается.

На тектонической схеме фундамента Охотоморской плиты в его составе выделяются структурно-вещественные комплексы Сихотэ-Алиньского и Охотско-Чукотского вулканических поясов, Монголо-Охотской, Кони-Тайгоносской, Хоккайдо-Сахалинской, Западно-Камчатско-Корякской и Восточно-Камчатской складчатых систем (рис. 8). Наиболее древней структурой фундамента является Охотский срединный массив с докембрийским кристаллическим фундаментом, перекрытый палеозойскими и палеозойско-мезозойскими метаморфическими и осадочными комплексами.

Южной границей Охотоморской плиты является подножие северного склона Курильской (Южно-Охотской) котловины.

В пределах акваториальной части Охотского срединного массива на поднятиях Кашеварова и Срединно-Охотском драгированы наиболее древние образования фундамента. Они представлены гранат-амфибол-биотитовыми гнейсами, гранитогнейсами, кварц-биотит-мусковитовыми сланцами, амфиболитами, филлитами, зеленокаменно-измененными эффузивами. По степени метаморфизма эти породы относятся к образованиям амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций регионального метаморфизма. Ранее [Геологическая карта…, 1992] эти породы условно датировались археем–протерозоем, однако более поздние исследования показали, что они, скорее всего, представлены палеозойскими образованиями верхнего структурного яруса Охотского срединного массива. Возраст метавулканитов с поднятия Кашеварова составляет 313,4 млн лет [Леликов, 1992; Васильев и др., 2001].

Кроме того, в составе чехла Охотского срединного массива выделяется пермско-нижнемезозойский терригенный комплекс, который естественно относить к образованиям Верхояно-Колымской складчатой области.

Материковая часть Охотского срединного массива представлена отдельными выступами кристаллического фундамента (Кухтуйским, Майским, Юровским) и метаморфогенно-осадочного чехла (Нютским и Верхнемайским) в поле вулканогенных образований Охотско-Чукотского пояса. В этих выступах обнажаются раннеархейские (4,1–3,3 млрд лет) метаморфические породы гранулитовой фации (различные гнейсы, гранитогнейсы, амфиболиты и др.). Верхний структурный ярус материковой части Охотского массива представлен метаморфизованным терригенно-карбонатным комплексом (протерозой, нижний палеозой) и терригенными образованиями верхоянского комплекса (PZ₃-MZ₁) [Тектоника…, 2005].

Наличие в пределах фундамента Охотской плиты жесткого массива подтверждается его облеканием складчатыми структурами Кони-Тайгоносской и Западно-Камчатско-Корякской складчатых систем. Структуры Кони-Тайгоносской системы облекают массив с севера, меняя свое простирание с северо-восточного на субширотное. Простирание структур Корякско-Камчатской системы меняется с северо-восточного на субмеридиональное.

К западу и юго-западу от Охотского срединного массива располагаются палеозой-мезозойские и верхнепалеозойские-мезозойские вулканогенно-кремнистые, вулканогенно-терригенные и терригенные образования Монголо-Охотской складчатой системы. Фундамент Охотской плиты к югу от Охотского массива сложен палеозой-мезозойскими и верхнепалеозойскими-мезозойскими метавулканогенно-терригенными комплексами, имеющими субширотное и восток-северо-восточное простирание и прослеживающимися на юг до Курильской котловины. Эти комплексы представлены вулканогенно-осадочными образованиями, метабазальтами, метаандезитами, альбитофирами и метадацитами.

В Прикамчатской части акватории фундамент сложен кремнисто-вулканогенными образованиями юрско-мелового возраста Западно-Камчатско-Корякской складчатой системы. Субмеридиональная полоса этих образований ограничивает с востока комплексы Монголо-Охотской системы.

В присахалинской части акватории фундамент Охотоморской плиты сложен преимущественно юрско-меловыми и верхнемеловыми вулканогенно-кремнистыми и терригенными верхнемеловыми кремнисто-глинистыми образованиями Хоккайдо-Сахалинской складчатой системы, имеющими субмеридиональное простирание. Здесь же, у южного и северного побережья Сахалина, выделены (преимущественно по магнитным данным) незначительные по площади поля развития верхнемелового офиолитового комплекса, по-видимому приуроченные к Хоккайдо-Сахалинской зоне глубинных разломов.

Широким распространением в составе фундамента Охотского моря пользуются позднемезозойско-кайнозойские вулканогенные образования и различные гранитоиды. В северной и западной частях акватории поля распространения вулканогенных образований являются непосредственным продолжением развитых на суше вулканоплутонических комплексов Охотско-Чукотского и Сихотэ-Алиньского поясов. Кроме того, достаточно крупные поля вулканитов с приуроченными к ним гранитоидными интрузиями прослеживаются в поле развития палеозой-мезозойских комплексов далеко на юг, вплоть до Курильской котловины [Тектоническое районирование…, 2006]. Они оконтурены на тектонической схеме как ареалы проявления позднемезозойско-кайнозойской активизации (см. рис. 8).

По материалам радиологических определений вулканитов, драгированных на подводных возвышенностях Охотского моря, выделены позднеюрский (179–142 млн лет), раннемеловой (130–97 млн лет) и позднемеловой (96–69 млн лет) возрастные комплексы. По петрографо-геохимическим особенностям они сопоставляются с вулканитами известково-щелочной серии Охотско-Чукотского пояса (андезитовая, высокоглиноземистая базальтовая и игнимбритовая формации). Кроме того, присутствуют и более молодые вулканогенные образования - эоценовые, позднеолигоценовые, позднемиоценовые и плиоцен-плейстоценовые [Емельянова и др., 2003; Емельянова, 2004].

Гранитоидный магматизм в комплексах фундамента Охотского моря проявлялся, как показывают Kr-Ar-определения, с конца триаса - начала юры по эоцен включительно: гранитоиды поднятия АН СССР имеют возраст 206–209, 122 и 113 млн лет, гранодиориты поднятия Кашеварова - 60 млн лет, острова Ионы - 42–45 млн лет. Наибольшим распространением пользуются меловые (138–72 млн лет) гранитоиды, которые драгированы на всех подводных возвышенностях Охотского моря [Леликов, Маляренко, 1994; Тектоническое районирование…, 2006].

Главные результаты обработки и интерпретации новых геофизических и геологических данных отражены на сводной геолого-геофизической модели земной коры северной-центральной части Охотского моря (профиль 2-ДВ-М) и Верхояно-Колымской складчатой области (профиль 2-ДВ) (см. рис. 4).

Из ее анализа следует:

1. В строении земной коры выше поверхности мантии выделяются четыре слоя (снизу вверх): гранулито-базитовый, гранито-гнейсовый, вулканогенно-осадочный и осадочный. Последний на континенте отсутствует; развит только в акватории (профиль 2-ДВ-М). Два нижних слоя прослеживаются с континента в акваторию Охотского моря с некоторыми вариациями по мощности, но с сохранением присущих им физических параметров: гранулито-базитовый слой коры характеризуется скоростями 6,7–7,1 км/с, плотностью 2,8–2,85 г/см³ и мощностью 9–12 км; гранито-гнейсовый слой коры характеризуется скоростями в диапазоне 5,8–6,5 км/с, плотностью 2,65–2,7 г/см³ и мощностью 7–14 км.

2. Вулканогенно-осадочный слой изменчив по структуре, составу и мощности. В южном направлении (сухопутный профиль 2-ДВ) происходит уменьшение его мощности с выклиниванием наиболее древних структурных комплексов. В акваторию Охотского моря прослеживается только палеозойско-мезозойская часть слоя, характеризующаяся вариациями скорости в диапазоне 4,8–5,3 км/с как по вертикали, так и по латерали и средней плотностью 2,5 г/см³, причем в его составе присутствуют, наряду с осадочными, метаморфические и метавулканические породы.

3. Геологическая схема фундамента (кровли вулканогенно-осадочного слоя) Охотоморского региона, составленная по материалам драгирования, а также посредством экстраполяции данных о геологии и тектонике обрамляющей суши [Тектоническое районирование…, 2006], показывает, что в его строении участвует сложный комплекс разновозрастных, преимущественно палеозойско-мезозойских метаморфических (гнейсы, гранитогнейсы, кристаллические сланцы, кварциты и др.), осадочно-вулканогенных, терригенных и вулканогенных пород (возраст пород определен радиологическими или палеонтологическими методами более чем на 40 станциях). Широким развитием также пользуются меловые вулканиты среднего и кислого состава, сопоставляемые с породами Сихотэ-Алиньского и Охотско-Чукотского вулканических поясов. На всей акватории моря в составе фундамента выделены достаточно крупные интрузии мезозойских (верхнеюрских и меловых) гранитоидов. В составе верхнемеловых вулканитов присутствуют спекшиеся туфы и игнимбриты - образования субаэральных пирокластических потоков [Емельянова и др., 2003]. Офиолиты, рассматриваемые сторонниками альтернативной концепции как фрагменты океанической плиты, распространены весьма ограниченно; они присутствуют лишь на севере Сахалина и прилегающей акватории, где их выходы приурочены, по всей вероятности, к Хоккайдо-Сахалинской зоне глубинных разломов.

4. Вышеприведенные данные снимают вопрос о природе земной коры Охотского моря, представляющего в тектоническом отношении эпимезозойскую плиту с докайнозойским континентальным гетерогенным складчатым фундаментом полициклического развития и кайнозойским осадочным чехлом. Участок за пределами 200-мильной зоны в центральной части акватории по геологическому строению не отличается от сопредельных с ней частей и является естественным компонентом ансамбля окружающих геологических структур фундамента. В пределах участка развиты преимущественно образования верхнепалеозойского-мезозойского метавулканического (метабазальты, метаандезиты, альбитофиры, метадациты, яшмы) комплекса. По магнитным данным выделены также поля вулканитов среднего-основного состава, несогласно перекрывающие PZ-MZ-образования, и достаточно крупные интрузии гранитоидов [Тектоническое районирование…, 2006]. Присутствие рассматриваемых комплексов и гранитоидов в пределах участка подтверждается результатами геологического опробования непосредственно на профиле 2-ДВ-М.

Таким образом, с высокой степенью вероятности можно констатировать, что в кайнозое эпимезозойская Охотоморская плита подверглась деструктивным преобразованиям с формированием Центрально-Охотоморского свода и окаймляющей его системы прогибов, являющихся, по-видимому, структурами растяжения. В плейстоцене Охотоморская плита, бывшая в доолигоценовое и олигоцен-плиоценовое время сушей или полузатопленной пенепленизированной равниной [Тектоническое районирование…, 2006; Дундо, 2006], испытала быстрое погружение с образованием переуглубленного шельфа. При этом, как показывают данные ГСЗ, континентальная кора Охотского моря не претерпела каких-либо существенных изменений.

Причины быстрого погружения впадин окраинных морей во многом остаются неясными. Большинство предложенных моделей связывают эпиконтинентальные погружения с уплотнением и уменьшением объема вещества нижних частей коры и верхов мантии при фазовом переходе габбро-эклогит [Артюшков, 1993; Ермаков, 2000; Лобковский и др., 1993].

В других моделях образование впадин окраинных морей рассматривается как результат:

– растяжения (задуговый спрединг в концепции тектоники плит) [Богданов, 2000];

– подъема мантийного диапира, приведшего к растяжению континентальной коры, уменьшению ее мощности (до 19–20 км и менее в южных частях акватории), формированию сводового поднятия (Центрально-Охотоморского свода) и обрамляющего его пояса кайнозойских прогибов;

– базификации и погружения блоков сиалической коры в модели магматического замещения и эрозии основания коры [Фролова и др., 1989].

Заключение. Выполнив все рекомендации Комиссии по границам континентального шельфа от 2002 г., ВНИИОкеангеология подготовила частичное пересмотренное Представление в отношении внешней границы континентального шельфа в Охотском море.

28 февраля 2013 г. Представление было направлено в КГКШ. В период с 13 по 24 августа 2013 г. на 32-й сессии оно было рассмотрено на заседаниях Комиссии и Подкомиссии КГКШ.

Ко второму заседанию подкомиссии на 33-й сессии, проходившему с 11 по 15 ноября 2013 г., Российская Федерация, по рекомендации Подкомиссии, подготовила дополнительные батиметрические данные. Для этого Министерство обороны оперативно провело специальные батиметрические работы с применением современных средств измерения глубины и позиционирования. В результате Подкомиссия представила свое заключение, в котором согласилась с выводами и доказательствами, приведенными Россией в частичном пересмотренном Представлении от 28 февраля 2013 г.

12 февраля 2014 г. председатель Подкомиссии внес на рассмотрение КГКШ проекты рекомендаций в отношении частичного пересмотренного Представления, поданного Российской Федерацией в отношении Охотского моря.

11 марта 2014 г. после тщательного рассмотрения проектов рекомендаций, подготовленных Подкомиссией, Комиссия их утвердила (с внесенными поправками).

В итоге анклав международных вод в Охотском море был юридически закреплен за Российской Федерацией. В соответствии с пунктом 8 статьи 76 Конвенции ООН по морскому праву 1982 г., границы континентального шельфа России в Охотском море, установленные на основе рекомендаций КГКШ от 11 марта 2014 г., являются окончательными и обязательными для всех.

Постановлением Правительства РФ от 15 августа 2015 г. № 845 «О континентальном шельфе Российской Федерации в Охотском море» установлено, что морское дно и недра подводного района (анклава) за пределами 200 морских миль от исходных линий, от которых отмеряется ширина территориального моря, расположенного в центральной части Охотского моря и ограниченного в сторону берега линиями, совпадающими с внешней границей исключительной экономической зоны Российской Федерации в Охотском море, являются континентальным шельфом Российской Федерации. В результате континентальный шельф России в Охотском море расширился на 56,4 тыс. кв. км.

Список литературы

Артюшков Е.В. Физическая геотектоника. М.: Наука, 1993. 456 с.

Богданов Н.А. О тектонической эволюции окраинных морей // Проблемы глобальной геодинамики. М.: Геос, 2000. C. 159–169.

Богданов Н.А., Добрецов Н.Л. Охотское вулканическое плато // Геология и геофизика. 2002. T. 43. № 2. C. 101–114.

Васильев Б.И., Сигова К.И., Обжиров А.И., Югов И.В. Геология и нефтегазоносность окраинных морей северо-запада Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 2001. 309 с.

Геологическая карта Дальнего Востока СССР и прилегающих акваторий, масштаб 1:1 500 000. Объяснительная записка / И.В. Беляев, Е.В. Быковская, Б.И. Васильев, Л.И. Красный и др. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1992. 112 с.

Дундо О.П. Тектоника и эволюция Охотоморского региона. Факт инверсии тектонического режима на рубеже плиоцен–квартер // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Тр. ВНИИОкеангеология. T. 10. Bып. 206. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2006. C. 169–175.

Емельянова Т.А. Вулканизм Охотского моря. Владивосток: Дальнаука, 2004. 148 с.

Емельянова Т.А., Леликов Е.П., Съедин В.Т. и др. Геология и особенности вулканизма дна Охотского моря // Тихоокеанская геология. 2003. T. 22. № 4. C. 3–18.

Ермаков В.А. Геологические модели формирования впадин задуговых бассейнов // Проблемы глобальной геодинамики. М.: Геос, 2000. C. 175–192.

Леликов Е.П. Метаморфические комплексы окраинных морей Тихого океана. Владивосток: ДВО АН СССР, 1992. 168 с.

Леликов Е.П., Маляренко А.Н. Гранитоидный магматизм окраинных морей Тихого океана. Владивосток: Дальнаука, 1994. 268 с.

Лобковский Л.И., Исмаил-Заде А.Т., Наймарк Б.М. и др. Механизм погружения земной коры и образования осадочных бассейнов // Доклады АН СССР. 1993. Т. 330. № 2. С. 256–261.

Тектоника, глубинное строение и металлогения области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского поясов. Объяснительная записка к тектонической карте масштаба 1 : 1 500 000. РАН, Ин-т тектоники и геофизики им. А.А. Косыгина. Владивосток, 2005. 263 с.

Тектоническое районирование и углеводородный потенциал Охотского моря / О. В. Веселов, Е. В. Грецкая, А. Я. Ильев и др. / Ин-т мор. геологии и геофизики ДВО РАН. М.: Наука, 2006. 130 с.

Фролова Т.И., Перчук Л.Л., Бурикова И.А. Магматизм и преобразование земной коры активных окраин. М.: Недра, 1989. 261 с.

Ссылка на статью:

Поселов В.А., Каминский В.Д., Буценко В.В., Жолондз А.С., Жолондз С.М., Трухалев А.И. Расширение континентального шельфа Российской Федерации в Охотском море // 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов (под ред. В.Д. Каминского, Г.П. Аветисова, В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. C. 181-195.