В результате геологического картографирования масштаба 1:1 000 000 Восточно-Арктического шельфа России в структуре осадочного чехла выявлена субмеридиональная зональность. Структурные зоны шельфа коррелируются с морфоструктурными зонами океана, обнаруживая сквозной структурный каркас. Установленная зональность затрагивает и прилегающую сушу северо-востока России. Время заложения этих структурных зон относится к баррему-альбу.

В результате геологического картографирования Восточно-Арктического шельфа России, выполненного институтом ВНИИОкеангеология с конца 1990-х годов, и в последнем десятилетии был получен большой объем информации как по структуре и возрасту осадочного чехла этого региона, так и по истории его формирования. При составлении листов геологических карт м-ба 1:1 000 000 использовались сейсмические профили МОВ ОГТ Мурманской арктической геологоразведочной экспедиции (МАГЭ), Лаборатории региональной геодинамики (ЛАРГЕ), треста Дальморнефтегеофизика (ДМГ) и Федерального института геологии природных ресурсов Германии (BGR). Кроме сейсмических профилей, в полной мере учитывались геофизические материалы потенциальных полей и вся геологическая информация по островам и донному опробованию. Интерпретация сейсмических профилей по российской части Чукотского шельфа основывалась на американских данных по сейсмопрофилированию и, что особенно важно, по глубокому бурению на Чукотском шельфе США [Grantz et al., 1979; 1990; Thurston & Theiss, 1987; Undiscovered…, 1995].

Геологические результаты картографирования Восточно-Арктического шельфа России уже неоднократно публиковались [Виноградов и др., 2004; 2005; 2008]. Однако, один аспект этих исследований остался недостаточно освещенным, а именно, связи структурных зон шельфа с морфоструктурами океана. В предыдущих публикациях они намечены только фрагментарно. Целью же настоящей статьи является последовательное рассмотрение этих связей как на всем Восточно-Арктическом шельфе России, так и на Чукотской части шельфа США.

Итак, обратимся к ранее уже опубликованной схеме тектонического районирования Восточно-Арктического шельфа России (рис. 1). На ней выделены поднятия, разделенные на 4 группы в зависимости от мощности осадочного чехла, моноклинали и ступени, а также 4 группы грабенов и прогибов с различной мощностью чехла. Но самое главное, что просматривается на схеме, это отчетливое разделение направления структур на два класса: субширотные и субмеридиональные.

Субширотные структуры располагаются в северной части шельфа. Это Северо-Чукотский и Жоховский прогибы, заложенные на каледонском складчатом основании. Каледонский возраст складчатого фундамента установлен на севере Аляски [Grantz et al., 1990] и в Восточно-Сибирском море на острове Генриетты, где абсолютный возраст диоритовых порфиритов составляет 440-450 млн. лет (⁴⁰Ar/³⁹Ar и  Sm/Nd) [Каплан и др., 2001].

Осадочное выполнение данных прогибов представлено элсмирским (D₃ - K₁) и брукским (K₁br - Kz) сейсмокомплексами, выделяемыми американскими исследователями на северном побережье Аляски и Чукотском шельфе [Grantz et al., 1990; Thurston & Theiss, 1987].

Американские исследования показали, что формирование элсмирского сейсмокомплекса происходило за счет сноса осадков с севера, то есть со стороны нынешнего океана, тогда как брукский сейсмокомплекс накапливался при сносе осадков с юга. Из этого следует, что заложение Северо-Чукотского и Жоховского прогибов произошло задолго до возникновения Северного Ледовитого океана (СЛО).

Второй класс субмеридиональных структур располагается большей частью на позднемезозойском складчатом основании или накладывается на более ранние субширотные структуры. Эти субмеридиональные структуры имеют прямую связь с аналогичными по простиранию морфоструктурами океана, образуя с ними сквозные структурные зоны. Выделяется восемь таких зон с запада на восток (рис. 2).

Первая Евразийско-Лаптевская зона уже давно общеизвестна и вряд ли кем может оспариваться. Характер строения Лаптевского бассейна хорошо иллюстрируется на сейсмическом профиле МАГЭ  87722 (рис. 3). Его характерной особенностью является отчетливая деформированность всех сейсмотолщ нижнего комплекса, несогласно перекрытого верхним сейсмокомплексом, представленным неструктурированной толщей осадков мощностью до 1 км .

Вторая Ломоносовско-Новосибирская зона занимает на шельфе обширную площадь между Лаптевским бассейном и Восточно-Сибирской рифтогенной впадиной. Её структурный рисунок определяется сочетанием горстов, грабенов, полуграбенов и структурных террас при общей редуцированности и прерывистости осадочного чехла. Грабены в большей части неглубокие с мощностью чехла 1- 3 км (рис. 4), но в отдельных из них, как, например, в Новосибирском грабене, мощность чехла достигает 10 км (рис. 5). На шельфе фиксируются многочисленные выступы акустического фундамента, а на островах выходы позднемезозойского складчатого основания. Острова-горсты Котельный, Бельковский, Столбовой возвышаются над уровнем моря на первые сотни метров. Все выступы складчатого основания сосредоточены в субмеридиональной полосе своего рода осевой части этой зоны. 

К западу от этой полосы структура зоны более контрастная, чем к востоку. Здесь сосредоточено большинство горстов и грабенов. Поперечный профиль зоны на шельфе по существу аналогичен поперечному профилю хребта Ломоносова с более крутым и контрастным западным склоном. Новосибирская система горстов и грабенов на шельфе и блоковая структура хребта Ломоносова в океане составляют, с нашей точки зрения, единую структурную зону. Здесь уместно обратить внимание на материковое продолжение данной структурной зоны в виде давно известного в литературе меридионального Чохчуро-Чекурдахского ряда интрузий гранитоидов в Яно-Индигирской низменности [Прохорова и Иванов, 1973]. Этот ряд выражен в рельефе рядом возвышенностей, постепенно понижающихся с севера (мыс Святой Нос) на юг, где они заканчиваются среди низменности.

Следующей на восток выделяется Подводников-Восточно-Сибирская структурная зона. На шельфе она представлена Восточно-Сибирской рифтогенной впадиной, близкой по своему внутреннему строению Лаптевскому рифтогенному бассейну. Строение впадины иллюстрируется двумя геологическими разрезами, построенными по линиям сейсмических профилей. Один из них является поперечным сечением впадины, а другой диагональным (рис. 6). На северном конце диагонального разреза, где Восточно-Сибирская впадина наложена на субширотный Жоховский прогиб, в последнем под брукским сейсмокомплексом показан элсмирский сейсмокомплекс. Он выделен на сейсмическом профиле ЛАРГЕ и косвенно подтвержден находками фаунистически датированных обломков средне-верхнекаменноугольных известняков в кайнозойских вулканитах о. Жохова [Макеев и др., 1991]. Последний расположен в 40 км к северу от западного фланга Жоховского прогиба. Зона Подводников-Восточно-Сибирская пересекает массив Де-Лонга с каледонским возрастом фундамента и возможно более древними ядрами. В гравелито-песчаниковой толще о. Генриетты установлены обломки метасланцев, микроклиновых гранитов и гнейсов [Виноградов и др., 1975]. Дробление и, вероятно, растяжение коры на массиве Де-Лонга выражено рядом грабенов, а также проявлением кайнозойского, вплоть до современного, щелочно-базальтового вулканизма в юго-западной части массива. Это апт-альбские базальты о. Беннетта, позднемиоценовые-раннеэоплейстоценовые базальты о. Жохова с многочисленными нодулями шпинелевых перидотитов размером до 10 см и самые молодые позднеэоплейстоценовые-средненеоплейстоценовые базальты о. Вилькицкого [Виноградов и др., 2004]. Здесь следует упомянуть и о газовом шлейфе над о. Беннетта, обнаруженном американским спутником в 1980-х годах. Скорее всего, это было облако водяного пара, вызванное излиянием базальтового расплава на контакте с ледяным куполом острова. На материковом продолжении рассматриваемой зоны известны современные вулканы с излиянием щелочных базальтов [Евдокимов и Кораго, 2002].

К востоку от Восточно-Сибирской впадины на шельфе выделяется крупное Барановское поднятие, ограниченное с востока Шелагской зоной впадин. Связь этих структур с морфоструктурами океана пока не установлена. Шелагская зона впадин в ряде работ выделяется под названием Дремхедского рифта с мощностью чехла до 8- 10 км [Косько и др., 2008]. Такой вывод основан на ошибочной интерпретации единственного сейсмического профиля ESS-91-01 ДМГ, пересекающего эту структуру в субширотном направлении. На профиле ниже отчетливо выраженного акустического фундамента наблюдается запись в виде ряда псевдоотражений, имеющих форму глубоких и крутых параболических кривых, которые были приняты за реальные отражения. Если рассматривать действительный акустический фундамент, то мощность чехла здесь составляет около 3 км и только на севере Шелагской зоны уже по гравиметрическим данным она, возможно, возрастает до 4 км .

Далее к востоку нами выделена Менделеевско-Врангелевская зона поднятий. В её пределах на шельфе о. Врангеля возвышается на 1000 м над уровнем моря, а вокруг него на обширной площади на поверхность дна выведен акустический фундамент. На большом субширотном протяжении Врангелевско-Геральдской гряды только здесь, в пределах рассматриваемой зоны находятся острова Врангеля и Геральда, как выражение восходящих тектонических движений в данной зоне. К сожалению, пока нет широтного сейсмического профиля через эту зону ближе к континентальному склону, но мы прогнозируем существование там крупного поднятия, аналогичного Андриановскому на чукотском шельфе.

Расположенная восточнее Западно-Чукотская структурная зона выражена, пожалуй, наиболее ярко. Она начинается у подножья континентального склона Чукотской абиссальной равниной, а, по существу, тектонической депрессией между поднятием Менделеева с запада и Чукотским плато с востока. На её южном продолжении в Северо-Чукотском прогибе находится Центральная мульда этого прогиба, выполненная наиболее мощной линзой отложений нижнебрукского сейсмоподкомплекса баррем-альбского возраста (рис. 7). Мощность линзы составляет по оценке А. Грантца 10.5 км [Grantz et al., 1990], а по нашей оценке 11.5 км [Виноградов и др., 2008]. Южное продолжение рассматриваемой зоны проявлено в южном крыле Северо-Чукотского прогиба в виде зоны дробления и проседания, зафиксированной на сейсмическом профиле CS-90-12 ДМГ (рис. 8). Она хорошо проявлена здесь и в батиметрии в виде субмеридиональных гряд и долин в полосе шириной 150- 160 км (рис. 9). Еще южнее, при пересечении субширотной Врангелевско-Геральдской гряды выделяется субмеридиональная Врангелевско-Геральдская система грабенов и горстов шириной 150- 160 км , отчетливо проявленная в поле силы тяжести и заверенная сейсмопрофилями ДМГ [Государственная…, 2005]. На дальнейшем южном продолжении Западно-Чукотской структурной зоны уже в Южно-Чукотском прогибе располагаются наиболее глубокие Северо-Шмидтовская и Южно-Шмидтовская впадины. И, наконец, на границе материка в полосе рассматриваемой зоны находится Колючинская губа, а на восточной Чукотке центры современного щелочно-базальтового вулканизма и многочисленные гидротермические источники с температурой воды до +97ºС и с высоким содержанием мантийного гелия [Поляк и др., 2009].

Эту же зону современной тектоно-магматической активизации на чукотском шельфе выделяют геологи, исследовавшие Чукотский полуостров и шельф Чукотского моря [Астахов и др., 2008]. В современных отложениях шельфа зона характеризуется повышенными содержаниями золота, серебра и платины. В одной из проб железо-марганцевых конкреций из желоба Геральда (крайний западный грабен Врангелевско-Геральдской системы грабенов и горстов) содержание платины составляет 1.46 г/т [Астахов и др., 2010].

Далее к востоку нами выделяется Центрально-Чукотская структурная зона, включающая в себя Чукотское плато на границе шельф-океан, Андриановское поперечное поднятие в Северо-Чукотском прогибе и крупное поднятие в пределах Врангелевско-Геральдской гряды, которое американские исследователи называют Чукотской платформой [Thurston & Theiss, 1987]. Время формирования Андриановского поднятия относится к баррем-альбу, поскольку именно в этом временном интервале (нижнебрукский сейсмоподкомплекс) мощность соответствующих отложений на поднятии резко сокращается (рис. 7) вплоть до полного размыва в крайней северной части (рис. 10). Нижнебрукский сейсмоподкомплекс на так называемой Чукотской платформе также предельно редуцирован до первых сотен метров, а на отдельных участках поверхности дна установлены выступы акустического фундамента [Государственная…, 2005].

Еще восточнее, уже на американской части Чукотского шельфа намечается Западно-Нортуиндская структурная зона. Она включает абиссальную равнину Нортуинд аваншельфа и расположенную южнее троговую зону Ханна в том выражении, как она показана в работе Торстена и Тейса [Thurston & Theiss, 1987].

Последняя на востоке Восточно-Нортуиндская структурная зона объединяет хребет Нортуинд аваншельфа и Северо-Чукотское поднятие на шельфе, выделяемое американскими геологами [Thurston & Theiss, 1987]. 

Естественно, встает вопрос о времени возникновения сквозных структурных зон шельф-океан в Восточной Арктике. Ответ на него находится в области надежной датировки сейсмических горизонтов и решается на материалах американских исследований Чукотского шельфа, где сейсмические профили сочетаются с разрезами глубоких буровых скважин. Обратимся к расчленению брукского сейсмокомплекса, в основании которого выделяется опорный сейсмический горизонт LCU (нижнемеловое несогласие) привязанный в разрезах скважин к подошве отложений барремского яруса нижнего мела [Undiscovered…, 1995]. Следующий сейсмический горизонт MBU (среднебрукское несогласие) является границей между нижнебрукским и верхнебрукским подкомплексами. На большей части Чукотского шельфа США отсутствуют отложения верхнего мела и горизонт MBU является основанием кайнозоя. Но при переходе в Северо-Чукотский прогиб выше горизонта MBU американские исследователи выделяют яркий маркирующий горизонт UBU (верхнебрукское несогласие) (рис. 11). Интересно то, что между горизонтами MBU и UBU в сейсмической записи читаются клиноформы в интервале 1.3 с. двойного времени, а выше горизонта UBU наблюдается сейсмопакет параллельных рефлекторов (рис. 12). Вот этот пакет и принимается нами за кайнозойский сейсмоподкомплекс, тогда как нижележащий сейсмоподкомплекс с клиноформами является верхнемеловым. Присутствие верхнемеловых отложений в Северо-Чукотском прогибе предполагал и А. Грантц [Grantz et al., 1979; 1990].

Верхнемеловой и кайнозойский сейсмоподкомплексы выделяются и на Андриановском поднятии, где также наблюдаются клиноформы среди отложений верхнего мела в интервале около 1.5 с. двойного времени (рис. 10).

Кайнозойский сейсмоподкомплекс залегает всюду несогласно на подстилающих отложениях, что просматривается на сейсмических профилях Чукотского, Восточно-Сибирского и Лаптевского шельфов (Рис. 3, 13, 14). Его мощность составляет 1.0- 1.5 км и только в Северо-Чукотском прогибе достигает 3 км (10 тыс. футов), как по нашим, так и по американским данным по горизонту UBU. На некоторых картах американские исследователи показывают мощность третичных отложений в Северо-Чукотском прогибе до 20-30 тыс. футов [Undiscovered…, 1995], принимая за их подошву горизонт MBU. С нашей точки зрения это суммарная мощность верхнемеловых и третичных отложений, как было показано выше.

Из всего изложенного ясно, что основной объем брукского сейсмокомплекса составляют меловые отложения, формирование которых началось с барремского века. Именно во вторую половину раннемеловой эпохи были заложены все основные структуры шельфа субмеридионального простирания. Поскольку они напрямую сопрягаются с морфоструктурами океана, то будет логично полагать о заложении единого структурного каркаса в океане и на шельфе с баррема-апта. Это находит подтверждение в ряде сейсмических и геологических данных. Формирование меловых осадочных бассейнов на шельфе происходило в условиях высокой геодинамической активности, что выразилось в их контрастности, а, по существу, в возникновении тектонического рельефа. Так западный борт Восточно-Сибирской рифтогенной впадины в морфологическом  выражении был аналогичен современным континентальным склонам. На это указывает проградационная слоистость меловых отложений в западном борту впадины (рис. 15). О высоком уровне геодинамической обстановки свидетельствует и наличие мощных оползней в сейсмотолще мощностью более 1 км в восточном борту этой впадины (рис. 16).

К апт-альбу относится и начало базальтовых излияний, охвативших обширную площадь массива Де-Лонга и зафиксированных на о. Беннетта. Глубинные разломы, с которыми была связана деструкция земной коры, в конце кайнозоя затронули мантию, и её вещество в виде обломков шпинелевых перидотитов оказалось в базальтах о. Жохова. Оформление океана в кайнозое, как глубоководного бассейна, ограниченного континентальным склоном, в значительной степени завуалировало намеченные единые структурные зоны. Однако, при целенаправленных исследованиях, надо полагать, будут выявляться все новые признаки их существования.

Список литературы

1. Астахов А.С., Горячев Н.А., Михалицына Т.И. Об условиях формирования обогащенных золотом горизонтов рудовмещающих черносланцевых толщ (на примере пермских и современных морских отложений Северо-Востока Азии) // ДАН. 2010. Т. 430. № 2. С. 212-217.

2. Астахов А.С., Ван Рудзян, Гао А., Иванов М.В. Литохимические признаки современной геологической активности Чукотского моря // ДАН. 2008. Т. 422. № 5. С. 683-687.

3. Виноградов В.А., Горячев Ю.В., Гусев Е.А., Супруненко О.И. Осадочный чехол Восточно-Арктического шельфа России и условия его формирования в системе материк-океан // 60 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане (под ред. В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология. 2008. С. 63-78.

4. Виноградов В.А., Гусев Е.А., Лопатин Б.Г. Возраст и структура осадочного чехла Восточно-Арктического шельфа России // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2004. Т. 203. Вып. 5. С. 202-212.

5. Виноградов В.А., Каменева Г.И., Явшиц Г.П. О гиперборейской платформе в свете новых данных по геологическому строению острова Генриетты. // Тектоника Арктики. Л. Изд-во НИИГА. 1975. Вып. 1. С. 21-25.

6. Виноградов В.А., Лопатин Б.Г., Бурский А.З., Гусев Е.А., Морозов А.ф., Шкарубо С.И. Основные итоги геологического картографирования масштаба 1:1000 000 Арктического шельфа России // Разведка и охрана недр. 2005. № 6. С. 38-43.

7. Государственная геологическая карта РФ масштаба 1:1000 000. Лист S-1,2 - Чукотское море. Объяснительная записка. СПб. Изд-во ВСЕГЕИ. 2005. 60 с. (авторы В.А. Виноградов, С.А. Бондаренко, Ю.В. Горячев и др.).

8. Евдокимов А.Н., Кораго Е.А. Позднекайнозойский вулканизм северной Евразии и ассоциирующие с ним глубинные ксенолиты // Российская Арктика. Геол. история. Минерагения. Геоэкология. СПб. Изд-во ВНИИОкеангеология. 2002. С. 252-266.

9. Каплан А.А., Коупленд П., Бро Э.Г., Кораго Е.А., Проскурнин В.Ф., Виноградов В.А., Вролиджек П.Дж., Уолкер Дж.Д. Новые данные о радиометрическом возрасте изверженных пород Российской Арктики // Тезисы докл. на Региональной Международной конференции, июль 15-18, 2001, ВНИГРИ/AAGP. СПб. Россия. 2001.

10. Косько М.К., Буценко В.В., Иванов В.Л., Кораго Е.А., Поселов В.А., Супруненко О.И. К тектонике Северного Ледовитого океана и его континентальной окраины // 60 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане (под ред. В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология. 2008. С. 16-43.

11. Макеев В.М., Давыдов В.И., Устрицкий В.И. Находка среднекаменноугольных отложений с тропической фауной на островах Де-Лонга // Стратиграфия и палеонтология палеозоя Арктики. Л. Изд-во ВНИИОкеангеология. 1991. С. 167-170.

12. Поляк Б.Г., Лаврушин В.Ю., Чешко А.Л. Локализация новейшего магматизма на востоке Чукотки (по данным об изотопах He, Ar, С, N в газах гидротерм) // Геология полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. Т. 2. 2009. С. 125-129.

13. Прохорова С.М., Иванов О.А. Оловоносные гранитоиды Яно-Индигирской низменности и связанные с ними россыпи. Л., Недра. 1973. 232 с.

14. Grantz A., Eittreim S., Whitneey O.T. Geology and physiography of the continental margin North of Alaska and implications for the origin of the Canada Basin. // The Ocean Basins and Margins. Vol. 5. The Arctic Ocean . 1979. P. 439-492.

15. Grantz A., May S.D., Hart P.E. Geology of the Arctic Continental Margin of Alaska . - In: The Arctic Ocean Region. The Geology of North America . Volume L. 1990. P. 257-288.

16. Franke D., Hinz K., Oncken O. The Laptev Sea Rift // Marine and Petroleum Geology. 2001. V. 18. P. 1083-1127.

17. Thurston D.K., Theiss L.A. Geologic report for the Chukchi Sea Planning Area, Alaska. United States Department of the Interior Minerals Management Service. Anchorage, Alaska, 1987.

18. Undiscovered Oil and Gas Resources, Alaska Federal Offshore (As of January 1995), Sherwood, K.W. (ed), U.S. Minerals Management Service, OCS Monograph MMS 98-0054, 531 p.

Vinogradov V.A., Goryachev Yu.V., Gusev E.A. Through Structural Shelf-ocean Zones of Eastern Arctic // Geological-geophysical features of the lithosphere of the Arctic Region. St. Petersburg . 2010. (Transactions of VNIIOkeangeologia. V. 210. N. 7).

Geological mapping of Eastern Arctic Shelf scaled 1:1 000 000 has revealed a sublongitudinal zoning pattern in the structure of sedimentary cover. Structural zones identified on the shelf well correspond to the morphostructures in the ocean, thus showing a structural skeleton of the region going through its oceanic and shelf segments. This zoning also involves the adjacent land at the north-east of Russia . The age of these zones is estimated as Barremian-Albian.

Fig 16, references - 18.

Ссылка на статью:

Виноградов В.А., Горячев Ю.В., Гусев Е.А. Сквозные структурные зоны шельф-океан Восточной Арктики // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. 2010. Вып. 7. Тр. ВНИИОкеангеология. Том 210. С. 32-47.