Коллектив авторов - Строение и история развития литосферы

Строение Южно-Карской впадины изучено сейсмическими работами МОВ и МПВ, а также гравимагнитными методами. Результаты этих работ показывают, что впадина представляет собой рифтогенный бассейн мезозойского возраста с заметно утоненной континентальной корой (до 26–30 км) и резко дифференцированной структурой поверхности фундамента. Крупнейшие разломы имеют явно выраженный листрический облик, а амплитуда смещений по ним достигает 3–6 км ( Боголепов и др., 2000 ). Основные тектонические элементы рифтовой системы сформированы в результате последовательного отрыва крупных клиновидных блоков и пластин консолидированной коры по зонам разломов, выполаживающимся и затухающим в нижнекоровом слое. Растяжение земной коры в Южно-Карской впадине составляет около 20 %, что близко к значениям растяжения в рифтогенных Восточно-Баренцевском прогибе и Североморской впадине. Геодинамический режим растяжения всегда сопровождается повышением температур и теплового потока. Именно такой характер геотермического поля наблюдается нами в Южно-Карской впадине.

Южно-Карский седиментационный бассейн, являющийся подводным замыканием Западно-Сибирского мегабассейна, по углеводородному потенциалу является крупнейшим на арктическом шельфе России. Все ресурсы углеводородов приурочены к мезозойским отложениям и представлены в подавляющей своей части газом.

Для описания структуры коры в Карском море были использованы 24 профиля, полученные как в результате глубинного сейсмического профилирования по длинным геотраверсам (10 профилей), так и в результате обработки информации по коротким профилям МОВ (14 профилей) ( Поселов и др., 1996 ) (рис. 10). Вдоль каждого из них был выполнен расчет глубинных температур с помощью программного пакета «TERMGRAF»(рис. 11) (Подгорных и др., 2001). В качестве граничного условия на нижней границе задавался тепловой поток, измеренный в нескольких разведочных скважинах на акватории: (73–76 мВт/м 2– в западной части и 53 мВт/м 2– в восточной части, западнее арх. Арктического Института), у западного побережья п-ва Ямал (54–58 мВт/м 2) и на о. Белый (54–59 мВт/м 2). При расчете использовались значения теплофизических свойств слоев коры, адекватные установленным граничным скоростям (см. табл.1).

Рис. 10. Схема расположения профилей ГСП и их номера, а также точки измерений теплового потока в Карском регионе (мВт/м 2).

Рис. 11. Сейсмический и геотермический разрезы вдоль профиля 434-1 в Карском море. 1 – сейсмические границы и значения граничных скоростей, км/с; 2 – изотермы, °С.

Современные знания о геологии шельфа Моря Лаптевых основаны на многоканальных сейсмических исследованиях, которые проводились силами Морской Арктической геологической экспедиции (МАГЭ) в 1986–1990 гг., Московской Лабораторией региональной геодинамики (ЛАРГЕ) в 1989 г. и совместной Российско-Германской экспедицией в 1993–1994 гг. Эти данные позволили проследить структуру рифтовой системы Хребта Гаккеля в осадочном чехле шельфа и разработать сейсмостратиграфическую схему для Моря Лаптевых и для северо-западной части Восточно-Сибирского моря. В шельфовой части этих морей не проводились измерения теплового потока, поэтому при моделировании геотермического поля вдоль профилей в шельфовой части Моря Лаптевых принимались фоновые значения теплового потока для Карского моря.

В Северном Ледовитом океане на траверсе Моря Лаптевых и Восточно-Сибирского морей имеются измерения теплового потока, выполненные погружными термоградиентографами с дрейфующих льдов на Хребтах Гаккеля и Ломоносова, а также в Котловинах Подводников (более 40 измерений) ( Любимова и др., 1973 ).

По программе Трансарктика в 1989–92 гг. и в 2000 г. в Амеразийском бассейне выполнены работы МПВ-ГСЗ по системе встречных и нагоняющих годографов на трех геотраверсах (два – субширотного направления и один – субмеридианальный) общей протяженностью 2300 км. Расстояние между регистраторами на геотраверсах «СЛО 89–91» (Де Лонга – Северный полюс) и «СЛО 92» (хребет Ломоносова) составляло 10 км, а на геотраверсе «Арктика 2000» через поднятие Менделеева – в 5 км. База наблюдений (длина годографа с информативной записью) достигала 200 км.

По результатам интерпретации данных МПВ-ГСЗ в полосе геотраверсов по мнению исследователей ( Каминский и др., 2003 ) выявлена типичная для эталонной континентальной коры вертикальная и латеральная расслоенность коры и верхней мантии блока Амеразийского суббассейна, представленного поднятиями Ломоносова, Менделеева и разделяющей их Котловиной Подводников. Верхняя кора редуцирована и включает верхний градиентный слой со скоростями 5.8–6.7 км/с. Нижняя кора двухслойна и состоит из верхнего слоя со скоростями 6.8–7.2 км/с и нижнего коро-мантийного слоя со скоростями 7.4–7.7 км/с. Мантия представлена слоями М (7.9–8.1 км/с) и N (8.4–9.0 км/с). Мощность земной коры в блоке изменяется от 22–23 км в Котловине Подводников до 25–26 км на хребте Ломоносова и 34 км на поднятии Менделеева. Эволюция литосферы палеоплатформенного блока Амеразийского бассейна связана скорее всего с деструкцией, ступенчатым обрушением и вулкано-тектонической активизацией.

Таким образом, западная часть Амеразийского бассейна в пределах Котловин Подводников имеет достаточную структурно-геологическую и геотермическую изученность для применения термотомографического метода. Непосредственно в котловинах имеется 15 измерений теплового потока (рис. 12) (значения в пределах 65–75 мВт/м 2, однако, имеются две точки со значениями более 100 мВт/м 2), выполненных с дрейфующих льдов в разные годы советскими и канадскими исследователями ( Любимова и др., 1973, Judge, Jessop, 1978 ), а также сейсмические профили (геотраверсы), отработанные как с дрейфующих станций СП, так и в экспедициях на ледоколах.

Рис. 12. Расположение геотраверсов (пунктирные линии) и точек измерения теплового потока в районе Котловин Подводников.

Расчеты температур в литосфере, а также плотности теплового потока проведены вдоль сейсмических геотраверсов «СЛО-92», «АРКТИКА-2000» и «СЛО-8991».

На разрезах хорошо видно, что строение земной коры под Котловинами Подводников имеет очень сложный, неоднородный характер (рис. 13, 14). Мощность осадочного чехла изменяется от 5 км (Котловина Подводников I) до 1 км (Котловина Подводников II). Соответственно, температура на подошве слоя неконсолидированных осадков в пределах Котловин уменьшается в северном направлении от 250 до 150°С. Мощность складчатого комплекса редуцируется в северном направлении и в том же направлении уменьшается мощность консолидированной коры (предположительно, базальтового слоя) со скоростями от 6,0 до 7,8 км/с. Температура на подошве коры также уменьшается в северном направлении, что однозначно объясняется уменьшением глубины границы Мохо. Так в южной части Котловины Подводников I температура на границе Мохо составляет 750°С, а в северной части Котловины Подводников II – 700°С.