Море Лаптевых является одним из ключевых районов для расшифровки геологической структуры и эволюции арктического сегмента Земли. В его области сочленяются Сибирский кратон, Таймырская, Верхояно-Колымская и Новосибирско-Чукотская покровно-складчатые системы. Результаты морского сейсмического профилирования методом отраженных волн, выполненного в течение последних 15 лет в море Лаптевых российскими и зарубежными компаниями, геологические данные о строении прибрежной материковой суши и Новосибирских островов, гравиметрические данные позволяют сформулировать новые представления о строении тектонического основания этой обширной арктической континентальной окраины. Вся совокупность имеющихся геолого-геофизических данных позволяет прийти к выводу, что море Лаптевых обрамляется складчатыми системами мезозойской, в основном позднемезозойской, консолидации, которые прослеживаются далеко в глубь акватории, отображаясь на сейсмических профилях как акустический фундамент и являясь, в геологическом смысле, основанием позднемеловой-кайнозойской рифтовой системы моря Лаптевых. Приведенные в статье материалы не подтверждают существование в западной части шельфа крупного платформенного блока - Лаптевского массива и оставляют мало возможностей для выделения иных платформенных блоков на шельфе моря Лаптевых.

ВВЕДЕНИЕ

Море Лаптевых, простирающееся от Таймырского полуострова на западе до Новосибирских островов на востоке, является одним из ключевых районов для расшифровки геологической структуры и эволюции арктического сегмента Земли. Здесь сочленяются Восточно-Сибирская (Сибирская) древняя платформа (кратон) и структуры Таймырской, Верхояно-Колымской и Новосибирско-Чукотской покровно-складчатых систем (рис. 1). В позднем палеозое и мезозое этот регион испытал несколько фаз коллизионных деформаций [Зоненшайн и др., 1990; Оксман, 1998; Парфенов, 1984; Савостин и др., 1984; Parfenov, 1991 и др.], а в конце мела и кайнозое стал ареной интенсивного рифтогенеза, связанного с раскрытием Евразийского спредингового бассейна [Грачев и др., 1971; Драчев, 2000; Карасик, 1974; Fujita et al., 1990; Grachev, 1982 и др.].

Благодаря полученным за последние 15 лет данным морского многоканального сейсмического профилирования методом отраженных волн МОВ ОГТ (далее - просто МОГТ) рифтовая структура системы моря Лаптевых охарактеризована достаточно полно [Драчев, 2000; Иванова и др., 1989; Drachev et al., 1995; 1998; Franke et al., 2000; 2001; Roeser et al., 1995]. Строение же предрифтового субстрата остается предметом дискуссий.

На сегодняшний день сформулированы две основные концепции тектоники основания рифтовой системы моря Лаптевых. Согласно одной из них, восходящей к работам П.Н. Кропоткина и Е.Т. Шаталова [1936], К.Б. Мокшанцева и др. [1964], фундамент западной и центральной частей шельфа образован крупным перикратонным блоком Сибирской платформы - массивом моря Лаптевых. В наиболее полном виде эта точка зрения представлена в работах геологов и геофизиков Научно-исследовательского института геологии Арктики [Виноградов, 1984; Виноградов и др., 1974; 1976 и др.]. Дальнейшее ее развитие дано Н.М. Ивановой, С.Б. Секретовым и их соавторами из Морской арктической геологической экспедиции (МАГЭ, г. Мурманск), использовавшими для ее обоснования первые результаты сейсмопрофилирования МОГТ [Алексеев и др., 1992; Иванова и др., 1989; Секретов, 1993]. Сторонники этой модели предполагают, что на юге массив отчленен от платформы инверсированным Оленекско-Бегичевским авлакогеном (Оленекская складчатая зона), на востоке обрамляется шельфовым продолжением позднемезозойской Верхояно-Колымской покровно-складчатой системы, а его осадочный чехол, по аналогии с кратоном, включает рифейско-среднепалеозойский, верхнепалеозойско-нижнемеловой и верхнемеловой-четвертичный мегакомплексы. Первые два рассмотрены как параплатформенные, а третий - как плитный, залегающий в восточной части шельфа на позднемезозойском складчатом основании.

В рамках другой концепции предполагается, что фундамент шельфа образован экваториальным продолжением покровно-складчатых сооружений, обрамляющих море Лаптевых [Драчев, 2000; Объяснительная…, 1998; Drachev et al., 1995; 1998; Franke et al., 2000; 2001; Roeser et al., 1995]. Она основывается на достаточно очевидном факте «срезания» береговой линией покровно-складчатых структур палеозойско-мезозойского возраста, которые практически повсеместно обрамляют море и, как показывают их простирания, могут продолжаться на шельфе, участвуя в строении его фундамента. Ее уверенным подтверждением являются данные МОГТ в тех частях шельфа, где сейсмические профили подходят близко к побережью, как, например, в Оленекском и Хатангском заливах или в окрестностях Новосибирских островов. Настоящая статья представляет изложение геологических и геофизических данных, обосновывающих складчатую природу и позднемезозойский возраст тектонического основания шельфа моря Лаптевых значительно более детально, чем это было сделано до сих пор [Виноградов и Драчев, 2000]. В ее основу положены материалы сейсмической съемки геофизической компании «Лаборатория региональной геодинамики» (ЛАРГЕ, Москва, 1989 г.) и совместных работ Федерального института геологии и минеральных ресурсов Германии (BGR) и треста Севморнефтегеофизика (СМНГ, г. Мурманск) в 1993-1994 гг., в получении и/или интерпретации которых автор принимал непосредственное участие. Часть этих материалов опубликована ранее [Драчев, 2000; Объяснительная…, 1998; Drachev et al., 1995; 1998; Franke et al., 2000]. В рассмотрение включены и доступные сейсмические профили КМПВ (корреляционный метод преломленных волн) Полярной геолого-разведочной экспедиции (ПМГРЭ, г. Ломоносов), а также временные и глубинные разрезы МОГТ, полученные МАГЭ в 1986-1987 гг. и BGR-СМНГ в 1997 г. Кроме того, использовались результаты работ автора в данном регионе в ходе других наземных и морских экспедиций в период с 1986 по 1998 гг.

ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ ПО СТРОЕНИЮ ПОБЕРЕЖЬЯ И ПРИЛЕЖАЩИХ ЧАСТЕЙ ШЕЛЬФА МОРЯ ЛАПТЕВЫХ

На сегодняшний день в море Лаптевых выполнено более 30 000 км сейсмических профилей МОГТ, большая часть которых сконцентрирована в центральной и восточной частях его акватории. Некоторые из профилей подходят близко к побережью между дельтой Лены и Таймыром, в губе Буор-Хая и к островам Столбовой, Бельковский и Котельный. Все эти районы являются ключевыми для обоснования предлагаемых в статье построений, и ниже дается рассмотрение их геологического строения.

Лено-Таймырская область

Природа основания юго-западной части шельфа между дельтой Лены и Таймыром наиболее проблематична, и для ответа на этот вопрос важнейшее значение имеет Оленекская зона - узкая субширотная полоса складок, протягивающаяся вдоль берега от Оленекской протоки дельты Лены через северные отроги кряжа Чекановского и кряж Прончищева к Хатангскому заливу (рис. 2). Насколько далеко эта зона распространяется в область шельфа, долгое время оставалось не установленным. Как уже указывалось, начиная с работы П.Н. Кропоткина и Е.Т. Шаталова [1936], считалось, что она имеет небольшую ширину и отчленяет от Сибирского кратона массив моря Лаптевых, который и слагает основание шельфа. Результаты сейсмопрофилирования МОГТ не подтверждают данные воззрения [Виноградов и Драчев, 2000].

Оленекская зона сложена палеозойско-мезозойскими осадочными толщами, собранными в серию линейных складок. Наиболее крупными из антиклиналей являются Дюлюнгская на востоке и Прончищевская - на западе (см. рис. 2). В их ядрах обнажены верхнепермско-триасовые терригенные отложения, а их крылья и смежные синклинали сложены практически непрерывным разрезом юры и нижнего мела. По составу и фациальному облику отложения в целом аналогичны терригенному верхоянскому комплексу фронтальных зон одноименного мегантиклинория. Бурением в устье Оленека (скв. 2370) установлено, что обнаженный разрез зоны надстраивается снизу терригенными нижнепермско-верхнекаменноугольными отложениями, которые на глубине 2750 м перекрывают с размывом средне-ордовикско-нижнесилурийский карбонатный комплекс мощностью 467 м. Последний, в свою очередь, залегает с размывом на предположительно вендских слоях [Граусман, 1995]. Породы в керне разбиты многочисленными трещинами, широко развиты зеркала скольжения и дислокации слоистости.

Отчетливо линейные дислокации Оленекской зоны, по-видимому, обусловлены шарьированием слагающих ее комплексов в южном направлении на край кратона. Так, по данным P.O. Галабалы (1998 г., устное сообщение), складки осложнены серией надвигов, падающих на северо-восток под углами от 45 до 65°. Прилегающие к надвигам юрские и меловые толщи северного крыла Лено-Анабарского краевого прогиба также смяты в ряд узких прерывистых складок. Вместе с последними ширина зоны достигает 50 км. Однако это неполная ее ширина: с севера зона срезана берегом моря и, очевидно, имеет акваториальное продолжение. Представление о структуре прилежащей части шельфа можно получить, рассмотрев особенности аномального гравитационного поля и имеющиеся сейсмические профили МОГТ.

Поле силы тяжести Лено-Таймырской области представляет чередование линейных положительных и отрицательных аномалий, простирание которых согласно с простиранием Оленекской зоны (см. рис. 2). Обращает внимание приуроченность гравитационных максимумов к антиклиналям, а минимумов - к синклиналям, причем зачастую совпадают даже конфигурации аномалий и обусловивших их структурных элементов. Наиболее интенсивная отрицательная аномалия связана с Нижнеленской мульдой Лено-Анабарского краевого прогиба, выполненной полным разрезом нижнего мела. Отрицательное поле мульды «обтекает» с юга положительную аномалию Дюлюнской антиклинали, севернее которой выделяется несколько линейных максимумов и минимумов, простирающихся в пределы Оленекского залива. По аналогии с обнаженной частью зоны можно предположить, что они также соответствуют антиклинальным и синклинальным складкам, непрерывно прослеживающимся из дельты Лены в акваторию.

Группа гравитационных аномалий Оленекского залива пересечена сейсмическим профилем МАГЭ-87722, берущим начало в 40 км от устья Оленека. Кровля акустического фундамента в пределах юго-западного отрезка профиля устанавливается на глубине 1-1.2 с - времени двойного пробега отраженной волны (далее - просто «с»), что составляет приблизительно 1 км, и перекрыта недислоцированным чехлом (рис. 3,А). Таким образом, указанная группа аномалий, скорее всего, характеризует структуру фундамента, который, очевидно, включает те же дислоцированные палеозойско-нижнемеловые комплексы, что и Оленекская зона. Поверхность фундамента нарушена серией листрических сбросов и ступенчато погружается в северо-восточном направлении, перекрываясь мощным (около 7 км) осадочным заполнением Южно-Лаптевского рифтового прогиба. По мере погружения фундамента гравитационные аномалии постепенно утрачивают линейные формы, и над осевой зоной прогиба, расположенной северо-восточнее, отрицательное поле слабо дифференцировано, а поверхность акустического основания глубоко погружена и может быть прослежена лишь фрагментарно.

В районе Анабарского залива имеет место отчетливая виргация линейных гравитационных аномалий. Одна ветвь, сохраняя широтное простирание, пересекает Анабарский эстуарий и затухает. Здесь же затухает и Оленекская зона, оканчиваясь Тигяно-Анабарской антиклиналью. Другая ветвь меняет простирание на субмеридиональное и, огибая с востока остров Бол. Бегичев, уходит к п-ову Таймыр в район мыса Цветкова. И верхнеюрско-валанжинские отложения восточной части острова и пермско-валанжинские отложения мыса [Михай, 1952] охвачены дислокациями, указывающими, что данная ветвь аномалий совпадает с фронтом позднемезозойской складчатости.

В Хатангском заливе зона предполагаемого фронта поздних мезозоид пересечена другим профилем МОГТ (см. рис. 2). В пределах юго-западной части профиля, расположенной перед предполагаемым фронтом со стороны Енисей-Хатангского прогиба, акустический фундамент фрагментарно прослеживается в интервале 4-5 с (см. рис. 3,Б). Перекрывающий его мощный (7-10 км) осадочный чехол представлен на профиле серией контрастных горизонтальных рефлекторов и не обнаруживает заметных дислокаций, являясь, очевидно, экваториальным продолжением палеозойско(?)-мезозойского чехла Енисей-Хатангского прогиба. В поле силы тяжести этому отрезку профиля соответствуют изометричные аномалии. На траверсе мыса Цветкова (пикеты 200-300) рефлекторы в чехле прогиба резко обрываются, и на северо-восточном отрезке профиля, лежащем в области линейных аномалий в тылу фронта дислокаций, сейсмическое волновое поле становится хаотичным по всему интервалу записи (6 с), не отличимым от поля акустического фундамента. Кровля последнего (рефлектор «А») не выделяется и, по-видимому, находится на небольшой глубине подо дном моря.

Принимая во внимание приведенные данные по строению Хатангского залива, можно предположить, что палеозойско(?)-мезозойские комплексы заполнения Енисей-Хатангского прогиба прослеживаются в виде недеформированного чехла приблизительно до линии, соединяющей северо-восточное окончание о-ва Бол. Бегичев и мыс Цветкова, а северо-восточнее оказываются охваченными позднемезозойскими дислокациями и образуют фундамент шельфа.

Таким образом, геологические и геофизические данные не подтверждают представление о том, что Оленекская зона является узкой ветвью поздних мезозоид, вырождающейся в теле Сибирского кратона. Напротив, они свидетельствуют о распространении зоны в пределы юго-западной части Лаптевского шельфа, где она участвует в строении основания позднемеловой-кайнозойской рифтовой системы. Можно предположить, что Оленекская зона в наземном выражении маркирует фронт позднемезозойской Верхоянской покровно-складчатой мегазоны, которая в окрестностях дельты Лены меняет простирание с субмеридионального на субширотное и следует далее в западном направлении под мощным осадочным чехлом Южно-Лаптевского рифтового прогиба вплоть до сочленения с Южно-Таймырской складчатой зоной в районе мыса Цветкова.

Губа Буор-Хая

Губа Буор-Хая клинообразным заливом вдается на 100 км в тело материка вдоль границы покровно-складчатого сооружения Северного Верхоянья и Яно-Индигирской низменности (рис. 4, см. рис. 1). Сейсмические данные МОГТ показывают, что она занимает южную часть Усть-Ленского рифта, или Буорхаинский грабен, материковое продолжение которого известно как Омолойский грабен. В пределах самой губы расположены 3 профиля МОГТ компании ЛАРГЕ. Два из них подходят близко к берегу в южной части залива, и на них отчетливо трассируются структурные элементы, подходящие к побережью со стороны суши.

На профилях ЛАРГЕ-012 и ЛАРГЕ-013 (рис. 5) прослеживается горст, расположенный на траверзе п-ова Оголох-Тумса. Последний сложен дислоцированным верхоянским комплексом и также имеет форму горстообразного выступа, несколько возвышающегося над соседними низинными участками побережья, где развит кайнозойский чехол. Терригенные породы верхоянского комплекса полого дислоцированы и интенсивно кливажированы. Доминируют глубоководные фации, представленные дистальными турбидитами и контуритами, слагающие тело Севастьяновского шарьяжа. Предположительный возраст этих комплексов каменноугольно-раннепермский. Дислокации в этом районе, как и во всей Верхояно-Колымской покровно-складчатой системе, произошли в раннем мелу.

Таким образом, сейсмические и геологические данные позволяют установить, что дислоцированные комплексы Верхоянской мегазоны распространяются в акваторию губы Буор-Хая, где они формируют основание одноименного грабена. Следовательно, осадочное заполнение последнего не может быть древнее конца раннего - начала позднего мела, когда покровно-складчатые деформации полностью прекратились [Парфенов, 1988]. Геологическими наблюдениями в районе выявлено присутствие в основании разреза Согинского и Омолойского грабенов (см. рис. 4) глинистых отложений палеоцена и эоцена [Палеоген и неоген…, 1989]. Вполне возможен аналогичный возраст низов чехла и в Буорхаинском грабене.

Остров Столбовой

Остров Столбовой вместе с соседними участками шельфа условно выделяется в качестве одноименной тектоно-стратиграфической единицы [Драчев, 1989]. На поверхности острова обнажен только комплекс турбидитов и контуритов верхней юры-валанжина [Виноградов и Явшиц, 1975; Иванов и др., 1974]. Турбидиты, среди которых присутствуют проксимальные и нормальные разности, составляют 90-95% мощности разреза, однако доля контуритов возрастает в нижнемеловом интервале; вверх по разрезу растет и доля циклитов проксимальных турбидитов [Проткова и др., 1988]. Видимая мощность разреза 500-550 м.

Гравититы Столбового интенсивно кливажированы и смяты в простые складки субмеридионального простирания шириной в несколько километров. Углы наклона пластов на их крыльях достигают 40°. Из разрывных нарушений установлены более молодые, чем складки, сбросы, незначительно нарушающие их крылья.

Рядом с островом проходят 9 профилей МОГТ, на которых видно, что он располагается в пределах крупного горста и представляет его вершинную часть (рис. 6). На значительной площади горста фундамент залегает на глубине менее 500 м. По мере приближения к острову поверхность основания испытывает подъем, и на участке профиля ЛАРГЕ-89008 между пикетами 2500-2600, проходящего всего в 2.5 км от юго-восточной оконечности острова, она устанавливается в непосредственной близости от дна моря на глубине менее 0.2 с двойного пробега волны (<150 м; рис. 7). Это позволяет предположить, что комплекс гравититов о-ва Столбовой залегает ниже горизонта «А», т.е. входит в состав тектонического основания шельфа. Кровля фундамента дислоцирована многочисленными сбросами и в западном направлении погружается под мощный осадочный чехол Усть-Ленского рифта, где горизонт «А» теряет выразительность и, по-видимому, залегает ниже интервала сейсмической записи.

Таким образом, сейсмические профили МОГТ показывают, что фундамент шельфа в окрестностях о-ва Столбовой включает верхнеюрско-нижнемеловой комплекс, испытавший кливажирование и складчатые дислокации. Исходя из того, что на соседних Новосибирских островах позднемезозойский возраст компрессионных дислокаций хорошо установлен, вполне обоснованным является предположение об аналогичном возрасте дислокаций о-ва Столбовой. Следовательно, горизонт «А» имеет постскладчатый возраст (конец раннего - начало позднего мела), так же, как и сбросовые дислокации, нарушающие его сплошность по всей протяженности как приведенного профиля ЛАРГЕ, так и всех других опубликованных профилей МОГТ [Алексеев и др., 1992; Драчев, 2000; Иванова и др., 1989; Объяснительная…, 1998; Секретов, 1993; Drachev et al., 1995; 1998; Franke et al., 2000; 2001; Roeser et al., 1995].

Острова Бельковский и Котельный

Острова Бельковский и Котельный вместе с Землей Бунге и прилегающей к ним с севера, юга и запада областью Лаптевского шельфа выделяются в качестве Западно-Анжуйской тектоно-стратиграфической единицы (террейна), геологически резко отличающейся от обрамления [Драчев, 1989]. Ее яркой особенностью является почти непрерывный разрез палеозоя и мезозоя огромной суммарной мощности (около 15 км), который, несомненно, образовался в обстановке зрелой пассивной окраины континента [Геология…, 1975; Косько и Непомилуев, 1975; Kosko et al., 1990 и др.].

Тектоническое основание террейна не обнажено. Сейсмические данные дают слабые основания предполагать, что подстилающими могут быть терригенно-карбонатные отложения условно вендско-кембрийского возраста мощностью 2-3 км [Виноградов и др., 1976]. Отчетливо выражена структурная и фациальная зональность северо-западного простирания. Выделяются Котельническая (северо-восточная) и Бельковско-Нерпалахская (юго-западная) зоны (рис. 8).

Ордовикско-среднедевонский комплекс известняков и доломитов, содержащий огромное количество бентосной фауны, практически полностью слагает Котельническую зону и залегает в основании Бельковско-Нерпалахской, где в нем отмечаются более глубоководные фации [Косько и Непомилуев, 1975; Kosko et al., 1990]. Его мощность варьирует от 2-3 до 4-5 км, увеличиваясь, в целом, в юго-западном направлении. Верхнедевонско-среднекаменноугольный комплекс глинистых отложений с прослоями песчаников и известняков является основным компонентом разреза Бельковско-Нерпалахской зоны. Для девонской части комплекса характерны резкая фациальная изменчивость и значительные колебания мощности: от 9400 м на юго-западном побережье о-ва Котельный до 3700 м на о-ве Бельковский. В северо-восточной зоне одновозрастные мелководные карбонатные породы встречаются в виде фрагментарных разрезов мощностью от 50 до 400 м. Комплекс пермских, триасовых и юрских глинистых отложений общей мощностью 1.5-2 км венчает разрез Котельнической зоны и отсутствует в Бельковско-Нерпалахской.

Образования Бельковско-Нерпалахской зоны прорваны субвулканическими телами диабазов и габбро-диабазов проблематичного возраста. Вероятнее всего, они связаны с позднедевонско-раннекаменноугольной фазой рифтогенеза, хотя не исключен и кайнозойский возраст некоторых из тел.

Деформации Западно-Анжуйского террейна произошли в раннем мелу, что фиксируется перерывом в осадконакоплении на уровне неокома и резким угловым несогласием в подошве апт-альбских отложений. Структура образована линейными складками северо-западного простирания длиной от десятков метров до 10-12 км, которые группируются в более крупные синклинории и антиклинории. Складки как открытые с пологими крыльями и округлыми замками, так и изоклинальные. Значительную роль в структуре играют крупные разломы, диагональные по отношению к простиранию складок, часто обнаруживающие отчетливую правосдвиговую компоненту смещений.

Ранее считалось, что дислокации острова Котельный относятся к платформенному типу [Виноградов и др., 1976]. Затем были получены новые данные о надвиговых дислокациях, которые особенно проявлены в Бельковско-Нерпалахской зоне (Б.Г. Аулов, 1990 г., персональное сообщение).

Рядом с о-вами Бельковский и Котельный со стороны моря Лаптевых проходят 17 профилей МОГТ. Из них профиль BGR-9402, северо-восточный участок которого проходит в 14 и 37 км от северо-западных побережий о-вов Бельковский и Котельный, соответственно, представляет наибольший интерес. Основными структурными элементами этого участка шельфа, пересеченными профилем, являются Бельковский и Котельнический горсты, Бельковско-Святоносский и Анисинский рифты (см. рис. 8). Поверхность акустического фундамента опущена по серии листрических сбросов до глубины 5-7 км в рифтах и залегает выше отметки -0.5 км на горстах. Вблизи северной части о-ва Бельковский, являющегося вершиной одноименного горста, горизонт «А» залегает в непосредственной близости от дна (см. рис. 8,Б). Позднемезозойский возраст основания Бельковско-Святоносского рифта может быть легко установлен благодаря тому, что горизонт «А» непрерывно прослеживается сюда из области Столбовского горста. Каков же возраст основания в пределах других структурных элементов? Если предположить, как это делает С.Б. Секретов [1993], что низы заполнения Анисинского рифта сложены отложениями от верхнего рифея до нижнего мела включительно и являются продолжением чехла Котельнического срединного массива, то на профиле BGR-9402 в пределах Бельковского и Котельнического горстов следовало бы также ожидать наличие осадочного чехла мощностью в несколько километров, как это следует из приведенных выше геологических данных. Однако данные МОГТ показывают, что это не так, и, следовательно, фундамент в пределах горстов, кровля которого воздымается при приближении к островам, включает дислоцированные палеозойско-мезозойские толщи, выведенные на поверхность островов. Далее, так как горизонт «А» нарушен только сбросами и погружается от вершинных частей горстов к оси Анисинского рифта, следует признать, что фундамент последнего имеет ту же природу и тот же возраст, что и фундамент горстов.

Данные сейсмопрофилирования КМПВ и природа фундамента внутренних частей шельфа

Сейсмические работы КМПВ, выполненные в 1979 и в 1985-88 гг. ПМГРЭ и НИИГА-ВНИИОкеангеология по методике точечных зондирований, предоставили первые сведения о глубинном строении шельфа, а также о величинах и распределении скоростей сейсмических волн в земной коре [Виноградов, 1984; Виноградов и др., 1992]. На основании полученных данных были выделены три сейсмогеологических мегакомплекса, или структурных этажа: (1) осадочный чехол условно мелового-кайнозойского возраста с пластовой скоростью 2.1-3.3 км/с, (2) комплекс терригенных отложений условно позднепалеозойско-раннемелового возраста с пластовой скоростью 3.4-4.5 км/с и (3) комплекс карбонатных отложений условно рифейско-среднепалеозойского возраста с пластовыми скоростями 4.9-5.7 км/с. Эти мегакомплексы имеют, по мнению авторов работ, широкое площадное развитие и характеризуют квазиплатформенный структурный план шельфа. Самый нижний преломляющий горизонт IV сопоставляется с кровлей кристаллического фундамента архейско-раннепротерозойского возраста на основании высоких граничных скоростей - 6.0-6.8 км/с [Виноградов, 1984; Виноградов и др., 1992].

Методика наблюдений КМПВ основана на записи сейсмических колебаний в пунктах расстановки сейсмоприемников. Дискретный характер записи существенно снижает точность корреляции сейсмических границ вдоль профиля и не позволяет интерпретировать разрез в терминах сейсмической стратиграфии, часто оставляя вопрос о природе тех или иных сейсмических горизонтов открытым. Ответ на него, как известно, дает непрерывное сейсмопрофилирование методом отраженных волн МОГТ. Поэтому для определения природы сейсмических границ КМПВ необходимо сопоставить их с отражающими горизонтами на профилях МОГТ в точках пересечения профилей или в тех местах, где профили подходят близко один к другому, располагаясь в пределах одного структурного элемента. Для такого анализа выбраны сейсмические профили BGR-СМНГ 1997 г. (рис. 9,А) как наиболее информативные, обладающие максимальной длиной записи до 12 с и наивысшим качеством. Кроме того, на некоторых из этих профилей, в частности, на профиле BGR-97-01, было проведено комплексирование МПВ и МОВ, что позволило добиться наилучших результатов в идентификации сейсмических границ.

Профиль КМПВ 1-79 расположен в юго-западной части шельфа, беря начало в Анабарском заливе (см. рис. 2). Его северо-восточный отрезок пересекает профиль BGR-97-02 и отстоит на 40 км от окончания профиля BGR-97-01 таким образом, что концевые отрезки профилей могут быть спроецированы один на другой (см. рис. 9,А). Согласно данным МОГТ, в этой части шельфа находится глубокий Южно-Лаптевский, или Усть-Ленский (по [Franke et al., 2001]), рифт, заполненный многокилометровой толщей осадков. Глубина залегания границы чехол-фундамент на юго-западном окончании профиля BGR-97-01 составляет 6.5-7.8 км, увеличиваясь до 8 км вдоль профиля BGR-97-02 [Franke et al., 2000]. Именно на такой глубине залегает горизонт IV на профиле КМПВ I-K-79, сопоставляемый с кровлей архейско-раннепротерозойского фундамента с граничными скоростями 6.0-6.6 км/с (см. рис. 9,Б). Горизонты II и III расположены в пределах осадочного чехла, достоверность выделения которого на профилях МОГТ не подлежит сомнению.

Профиль КМПВ II-K-85 был отработан в направлении от дельты Лены к острову Столбовой (см. рис. 9,В). Рассмотрение его пересечения с профилем BGR-97-24 позволяет прийти к следующему выводу. Из трех сейсмических горизонтов, выделенных на профиле КМПВ, лишь самый верхний, горизонт «II», относится к осадочному чехлу, подошва которого (горизонт LS-I) надежно установлена по данным МОГТ. Два других горизонта приходятся на область акустического фундамента. Последний характеризуется отсутствием коррелируемых и сколько-нибудь протяженных рефлекторов, что не позволяет предполагать внутри него недеформированных осадочных толщ. Обращает внимание то, что в акустическом фундаменте на уровне горизонта «IV» имеется серия субгоризонтальных прерывистых рефлекторов, которые сконцентрированы на визуальном продолжении одного из листрических сбросов и могут являться результатом тектонических деформаций.

Таким образом, сопоставление сейсмических горизонтов КМПВ и МОГТ позволяет прийти к важному выводу, заключающемуся в том, что не может быть дано унифицированного толкования геологической природы границ КМПВ. Так, в осевых частях Усть-Ленского рифта, заполненного осадочными толщами многокилометровой мощности, горизонты КМПВ расположены в осадочном чехле или, в случае горизонта «IV», являются разделом чехол/фундамент. Следовательно, к интерпретации таких участков профилей КМПВ может быть применен «стратиграфический» подход. В области горстов верхние преломляющие горизонты могут быть связаны с сильно редуцированным осадочным чехлом, тогда как нижние с высокими граничными скоростями обусловлены уже структурными особенностями тектонического основания. Другими словами, высокие скорости сейсмических волн, установленные по данным КМПВ, не могут рассматриваться в качестве бесспорного доказательства ни залегания в низах осадочного чехла моря Лаптевых рифейско-палеозойских квазиплатформенных толщ, ни архейско-раннепротерозойского возраста фундамента. Фундамент Усть-Ленского рифта действительно сложен комплексами, отвечающими по своим скоростным параметрам кристаллическим породам. Глубинные профили BGR показывают значительное утонение консолидированной континентальной коры под этим рифтом, в результате которого комплексы нижней коры оказались выведены под подошву осадочного чехла [Чижов и др., 2001; Franke et al., 2000; 2001].

ОБСУЖДЕНИЕ

Итак, как показывают приведенные выше геологические сведения и данные морского многоканального сейсмического профилирования МОГТ, море Лаптевых со стороны суши и Новосибирских островов обрамляется складчатыми зонами мезозойского, в основном позднемезозойского, возраста, которые прослеживаются вдоль сейсмических профилей далеко вглубь акватории, участвуя в фундаменте рифтогенных осадочных бассейнов на шельфе. В связи с этим встает вопрос о характере и геометрии границ складчатых зон в фундаменте шельфа - вопрос, который может быть отнесен к числу самых трудных в геологии континентальных окраин. На сегодняшней стадии изученности на него не может быть дан однозначный ответ. И все же, используя имеющиеся данные МОГТ, карты магнитного и гравитационного полей и принимая во внимание хорошо известный для многих рифтовых зон Земли феномен приуроченности рифтов к крупным ослабленным зонам в предрифтовом субстрате (шовные зоны - сутуры, разломные безофиолитовые швы или крупные разломы), можно сформулировать некоторые общие представления о строении того субстрата, который подвергся интенсивному растяжению в позднем мелу и кайнозое и ныне скрыт под мощным осадочным чехлом (рис. 10).

Геолого-геофизические данные по Лено-Таймырской области показывают, что Верхоянская мегазона и Южно-Таймырская складчатая зона подстилают Южно-Лаптевский и Усть-Ленский рифты - область, где ранее выделялся Лаптевский массив. Этот домен фундамента, как и Верхоянская мегазона на континенте, соответствует пассивной окраине Сибирского палеоконтинента и, следовательно, может иметь в цоколе древнюю кристаллическую кору, хотя и переработанную, но, до некоторой степени, аналогичную архейско-раннепротерозойскому фундаменту Сибирской платформы. Геолого-геофизические данные [Геологическая карта…, 1986] дают основание полагать, что эта «сибирская» кристаллическая кора может продолжаться на восток под деформированным верхоянским комплексом вплоть до хребта Черского. Здесь на Верхоянскую мегазону по системе протяженных шарьяжей в западных бортах Иньяли-Дебинского и Полоусненского синклинориев надвинуты средне-верхнеюрские турбидиты и контуриты с примесью вулканокластики, образовавшиеся, по разным представлениям, или в тылу [Натапов и Ставский, 1985; Ставский, 1984], или во фронте [Оксман, 1998; Парфенов, 1984; Parfenov, 1991] Уяндино-Ясачненской вулканической палеодуги. Амплитуда шарьирования комплексов Иньяли-Дебинского синклинория по Чаркы-Индигирскому надвигу достигает, по разным оценкам, до 80 и, возможно, более 100 км [Геологическая карта…, 1986]. Следовательно, кора Сибирского палеоконтинента может распространяться под шарьяжами далее на восток, достигая системы Момо-Селенняхских впадин (см. рис. 10).

В области шельфа на продолжении предполагаемого восточного ограничения «сибирского» кристаллического фундамента находится сброс Лазарева - один из наиболее крупных и, вероятно, сквозьлитосферных разломов (детачментов) рифтовой системы, заложившийся на самой ранней стадии рифтогенеза. Таким образом, можно предположить, что область развития комплексов Верхоянской мегазоны в фундаменте шельфа с востока ограничена сбросом Лазарева (см. рис. 10), который унаследовал более древний тектонический шов вдоль края Сибирского палеоконтинента.

Другой важнейший элемент рифтовой системы моря Лаптевых, Бельковско-Святоносский рифт, находится на простирании Южно-Анюйско-Ляховской шовной зоны и, предположительно, заложился вдоль шельфового фланга последней. В пользу того, что шовная зона проходит между островом Столбовой, с одной стороны, и островами Бельковский и Котельный - с другой, свидетельствуют резкие отличия геологического строения Столбовской и Западно-Анжуйской единиц фундамента. Южный фланг рифта, где мощности заполняющих его осадков еще не очень велики, обладает и более высоким, чем его плечи, аномальным магнитным полем, характерным для всей шовной зоны в целом и являющимся следствием присутствия в ее структуре большого количества магматических образований различного возраста и состава. Далее к северу данная зона, предположительно, проходит где-то под мощным осадочным чехлом осевых частей Бельковско-Святоносского рифта и теряет выразительность в магнитном поле.

Фундамент остальной части Лаптевского шельфа между сбросом Лазарева и Бельковско-Святоносским рифтом, возможно, представляет продолжение зоны развития обломочных и вулканогенно-обломочных гравититов и контуритов Иньяли-Дебинского и Полоусненского синклинориев, образовавшихся в глубоководных палеобассейнах между Сибирским палеоконтинентом и Уяндино-Ясачненской вулканической дугой. Возрастными и фациальными аналогами толщ упомянутых синклинориев являются оксфордско-валанжинские образования о-ва Столбовой.

Неясными вопросами остаются геологическая природа и структурная принадлежность Западно-Анжуйского блока, представляющего, по сути, крупный фрагмент палеозойско-мезозойской пассивной окраины. Автор статьи ранее предположил [1989], что этот блок до середины девона составлял единое целое с пассивной окраиной Сибири, на которой происходила карбонатная седиментация, а в позднем девоне был отчленен при рифтогенезе, подобно тому, как это предполагается для карбонатных блоков складчатой мегазоны хр. Черского [Зоненшайн и др., 1990; Оксман, 1998]. Однако не исключена и его принадлежность к окраинам Карского или Гиперборейского микроконтинентов. Для проверки этих предположений необходимы специальные палеомагнитные и биостратиграфические исследования.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Предположение о продолжении покровноскладчатых сооружений Северо-Восточной Азии в пределы ее арктической подводной окраины высказывалось неоднократно и ранее, когда сейсмические данные МОГТ еще не были получены. Складчатый характер фундамента приновосибирской и притаймырской частей шельфа и тогда не вызывал значительных сомнений [Виноградов, 1984; Виноградов и др., 1976]. Вместе с тем, однако, в основании шельфа предполагалось существование одного или нескольких крупных платформенных блоков или массивов, перекрытых недеформированным или слабодеформированным чехлом, т.е. избежавших сколько-нибудь интенсивной тектонической переработки в позднем мезозое.

Сегодня совокупность имеющихся геолого-геофизических данных позволяет прийти к выводу, что все море Лаптевых обрамляется складчатыми системами мезозойской консолидации, которые прослеживаются на значительные расстояния вглубь акватории, отображаясь на сейсмических профилях как акустический фундамент, то есть, в геологическом смысле, являются тектоническим основанием рифтовой системы моря Лаптевых. Кровля фундамента нарушена только сбросовыми дислокациями, что однозначно свидетельствует о постскладчатом возрасте этой поверхности, а перекрывающий ее осадочный чехол может иметь кайнозойский [Roeser et al., 1995] или позднемеловой-кайнозойский [Драчев, 2000; Drachev et al., 1998] возраст. Опорный сейсмический горизонт «A» («LS-1») прослежен под мощными осадочными толщами рифтовых бассейнов далеко в пределы шельфа и вплоть до его кромки, где он перекрыт проградационными осадочными сериями бокового наращивания континентальной окраины. Последние, очевидно, синхронны образованию Евразийского бассейна, и их возраст не древнее конца палеоцена. Этот факт оставляет мало возможностей для выделения крупных платформенных блоков на шельфе моря Лаптевых.

В настоящее время мы не располагаем надежными данными, позволяющими достоверно установить характер тектонического основания осевых зон рифтов моря Лаптевых. Однако имеющиеся профили МОГТ и МПВ показывают, что континентальный фундамент здесь сильно утонен, нарушен большим количеством сбросов и погружен до глубин 12-13 км, а под основание чехла выведены комплексы нижней коры. Для достижения большего прогресса в изучении структуры нижних этажей коры и зоны перехода кора-мантия требуется проведение специальных геофизических наблюдений и, прежде всего, глубинных сейсмических исследований методом преломленных волн.

Настоящая работа на заключительном этапе поддержана грантом Российского фонда фундаментальных исследований № 01-05-64979.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Алексеев М.Н., Архангелов А.А., Иванова Н.М., Ким Б.И., Патык-Кара Н.Г., Плахт И.Р., Рейнин И.В., Секретов С.Б., Шкарубо С.Н. Моря Лаптевых и Восточно-Сибирское / Отв. ред. Алексеев М.Н. // Шельфы Евразии в мезозое и кайнозое. Палеогеографический атлас. Т. 1. Робертсон Груп Плк. (Великобритания) и М.: ГИН РАН, Геологический институт Академии наук СССР, 1992. С. 14-22.

2. Виноградов В.А. Море Лаптевых //Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 9. Моря Советской Арктики. Л.: Недра, 1984. С. 50-60.

3. Виноградов В.А., Гапоненко Г.И., Грамберг И.С., Шимараев В.Н. Структурно-формационные комплексы арктического шельфа Восточной Сибири // Советская геология. 1976. № 9. С. 23-38.

4. Виноградов В.А., Гапоненко Г.И., Русаков И.М., Шимараев В.Н. Тектоника Восточно-Арктического шельфа СССР. Л.: Недра, 1974. 144 с.

5. Виноградов В.А., Драчев С.С. К вопросу о тектонической природе фундамента юго-западной части шельфа моря Лаптевых // Докл. РАН. 2000. Т. 372. № 1. С. 72-74.

6. Виноградов В.А., Коган А.Л., Шимараев В.Н. Результаты региональных сейсмических исследований в юго-восточной части моря Лаптевых // Геология и геофизика. 1992. № 6. С. 113-118.

7. Виноградов В.А., Явшиц Г.П. Стратиграфия верхнеюрских и нижнемеловых отложений северной части о. Столбового // Геология и полезные ископаемые Новосибирских островов и о. Врангеля. Л.: НИИГА, 1975. С. 38-42.

8. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:1000000 (новая серия). Лист Q-54 - Хонуу. Объяснительная записка. Л.: ВСЕГЕИ, 1986. 120 с.

9. Геология и полезные ископаемые Новосибирских островов и острова Врангеля. Л.: НИИГА, 1975. 78 с.

10. Граусман В.В. Геологический разрез Усть-Оленекской скв. 2370 (инт. 3605-2700) // Тихоокеанская геология. 1995. Т. 14. №4. С. 137-140.

11. Грачев А.Ф., Деменицкая P.M., Карасик A.M. Проблема связи Момского континентального рифта со структурой срединноокеанического хребта Гаккеля // Геофизические методы разведки в Арктике. Л.: НИИГА, 1971. Вып. 6. С. 38-53.

12. Драчев С.С. Тектоника и мезо-кайнозойская геодинамика района Новосибирских островов: Авто-реф. дис.... канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 1989. 19 с.

13. Драчев С.С. Тектоника рифтовой континентальной окраины моря Лаптевых // Геотектоника. 2000. № 6. С. 43-58.

14. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Кн. 2. 334 с.

15. Иванов В.В., Клубов Б.А., Похиалайнен В.П. Новые данные по геологии острова Столбового (Новосибирский архипелаг) // Докл. АН СССР. 1974. Т. 216. №4. С. 879-890.

16. Иванова Н.М., Секретов С.Б., Шкарубо С.И. Данные о геологическом строении шельфа моря Лаптевых по материалам сейсмических исследований // Океанология. 1989. Т. XXIX. Вып. 5. С. 789-795.

17. Карасик А.М. Евразийский бассейн Северного Ледовитого океана с позиции тектоники плит // Проблемы геологии полярных областей Земли. Л.: НИИГА, 1974. С. 23-31.

18. Косько М.К., Непомилуев В.Ф. К реконструкции палеозойских структурно-формационных зон в районе островов Анжу // Тектоника Арктики. Л.: НИИГА, Вып. 1. 1975. С. 26-30.

19. Кропоткин П.Н., Шаталов Е.Т. Очерки геологии Северо-Востока СССР // Материалы по изучению Охотско-Колымского края. М.: ОНТИ, 1936. Сер. 1. Вып. 3. 147 с.

20. Мигай И.М. Геологическое строение района мыса Цветкова на Восточном Таймыре. Л.-М.: Главсевморпуть, 1952. 60 с. (Труды НИИГА; Т. 36).

21. Мокшанцев К.Б., Горштейн Д.К., Гусев Г.С. и др. Тектоническое строение Якутской АССР. М.: Наука, 1964. 292 с.

22. Натапов Л.М., Ставский А.П. Геодинамическая модель Северо-Востока СССР и ее использование для металлогенического анализа // Советская геология. 1985. № 3. С. 7-78.

23. Объяснительная записка к Тектонической карте морей Карского и Лаптевых и севера Сибири. Масштаб 1 :2500000 / Отв. ред. Богданов Н.А., Хаин В.Е. М.: Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 1998. 127 с.

24. Оксман B.C. Геодинамическая эволюция коллизионного пояса горной системы Черского (Северо-Восток Азии) // Геотектоника. 1998. № 1. С. 56-69.

25. Палеоген и неоген Северо-Востока СССР. Якутск: ЯНЦ СО АН СССР, 1989. 184 с.

26. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Восточной Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 191 с.

27. Парфенов Л.М. Два этапа мезозойской складчатости в Северном Верхоянье // Геология и геофизика. 1988. № 4. С. 3-10.

28. Проткова Ю.В., Савостин Л.А., Драчев С.С. Позднемезозойский терригенный комплекс о. Столбового: генетические типы и условия образования // Геология морей и океанов: Тез. докл. 8 Все-союз. школы морской геологии. Т. 1. М., 1988. С. 104-105.

29. Савостин Л.А., Натапов Л.М., Ставский А.П. Мезозойская палеогеодинамика и палеогеография Арктического региона // 27-й МГК: Палеоокеанология. Коллоквиум К. 03. Доклады. Москва, 4-14 авг. 1984 г. М.: Наука, 1984. Т. 3. С. 172-187.

30. Секретов С.Б. Геологическое строение Лаптевоморского шельфа по материалам сейсмических исследований МОВ ОГТ: Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1993. 23 с.

31. Ставский А.П. Тектоника Колымо-Индигирского региона: Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. М.: ГИН АН СССР, 1984. 24 с.

32. Чижов Д.И., Драчев С.С., Макаду Д. Предварительные результаты моделирования структуры земной коры рифтовой системы моря Лаптевых на основе сейсмических и гравиметрических данных // Тезисы международной конференции «Полярные области Земли: геология, тектоника, ресурсное значение, природная среда». СПб., 1-3 ноября 2001 г. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2001. С. 93-94.

33. Drachey S.S., Savostin L.A., Bruni I.E. Structural pattern and tectonic history of the Laptev Sea region / Eds. Kassens et al. // Reports on Polar Research, 175. Bremerhaven, Germany: Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research, 1995. P. 348-366.

34. Drachev S.S., Savostin L.A., Grashev V.G., Bruni I.E. Structure and Geology of the Continental Shelf of the Laptev Sea, Eastern Russian Arctic // Tectonophysics. 1998. Vol. 298. № 4. P. 667-682.

35. Franke D., Hinz K., Block М., Drachev S.S., Neben S., Kos’ko М.K., Reichert C., Roeser H.A. Tectonics of the Laptev Sea Region in North-Eastern Siberia // Polarforschung. 2000. Vol. 68. P. 51-58.

36. Franke D., Hinz К., Oncken O. The Laptev Sea Rift // Marine and Petroleum Geology. 2001. Vol. 18. № 10. P. 1083-1127.

37. Fujita K., Cambray F.W., Velbel M.A. Tectonics of the Laptev Sea and the Moma rift systems, northeastern USSR // Marine Geology. 1990. Vol. 93. P. 95-118.

38. Grachev A.F. Geodynamics of the transitional zone from the Moma rift to the Gakkel ridge // Am. Assoc. Pet. Geol. 1982. Mem. Vol. 34. P. 103-113.

39. Kos’ko M.K., Lopatin B.G., Ganelin V.G. Major geological features of the islands of the East Siberian and Chukchi seas and the northern coast of Chukotka // Marine Geology. 1990. Vol. 93. P. 349-367.

40. Parfenov L.M. Tectonics of the Verkhoyansk-Kolyma Mesozoides in the context of plate tectonics // Tectonophysics. 1991. Vol. 199. P. 319-342.

41. Roeser H.A., Block М., Hinz K., Reichert C. Marine Geophysical Investigations in the Laptev Sea and the Western part of the East Siberian Sea // Reports on Polar Research. Bremerhaven, Germany: Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research, 1995. Vol. 176. P. 367-377.

42. Roest W.R., Verhoef J., Macnab R. Magnetic anomaly map of the Arctic north of 64°. Scale 1 : 6000000. Geol. Surv. Canada. Open File 3281. 1996.

On the Basement Tectonics of the Laptev Sea Shelf

S.S. Drachev

Institute of the Lithosphere of Marginal Seas. St. Petersburg Division

Abstract. The Laptev Sea is among the key areas for studying the geologic structure and evolution of the Arctic segment of the Earth. The Siberian craton and the Taimyr, Verkhoyansk-Kolyma, and New Siberian-Chukchi fold-and-thrust belts join within it. The offshore multichannel reflection profiling data acquired by Russian and foreign companies over the past 15 years, geological data on the nearshore mainland and the New Siberian Islands, and gravity data provide the basis for a new interpretation of the tectonic structure of the basement of this broad Arctic continental margin. The available geological and geophysical data suggest that the Laptev Sea is surrounded by the Mesozoic, largely Late Mesozoic fold zones, which are traceable far offshore as the acoustic basement and actually constitute the basement of the Late Cretaceous-Cenozoic Laptev Sea rift system. The data presented in this paper discard the existence of a large cratonic block (Laptev massif) in the western part of the shelf and leave few possibilities to recognize any other cratonic blocks in the Laptev Sea shelf.

Ссылка на статью:

Драчев С.С. О тектонике фундамента шельфа моря Лаптевых // Геотектоника. 2002. № 6. С. 60-76.