Коллектив авторов - Строение и история развития литосферы

Турбидитовый комплекс, слагающий о. Столбовой, распространен также на Большом и Малом Ляховских островах (рис. 1), но по условиям обнаженности отложения могут быть детально изучены только на о. Столбовой. Аналогичные толщи описаны также в Южно-Анюйской зоне Чукотки ( Miller et al., 2008 ). Накопление комплекса происходило в поздневолжском-ранневаланжинском бассейне форланда, образовавшимся на южной окраине Новосибирско-Чукотского континентального блока во время Анюйской орогении. Ороген, питавший бассейн кластикой, располагался к югу от бассейна (рис. 7). Судя по составу кластики и возрасту детритовых цирконов ( Miller et al, 2008 ), ороген был сложен тремя главными комплексами пород: 1) юрскими вулканитами и комагматичными интрузиями Анюйско-Святоносской дуги; 2) позднепалеозойскими вулканитами и комагматичными интрузиями, подобными тем, что обнажены в Южно-Анюйской зоне и 3) докембрийскими гранитами и метаморфитами. Распределение возрастов детритовых цирконов в одновозрастных поздневолжских-ранненеокомовых отложениях в Южно-Анюйской зоне Чукотки аналогично таковому на изученной нами территории ( Miller et al, 2008 ), что подтверждает реконструкцию бассейна. Мы предполагаем, что волжский-неокомский турбидитовый бассейн не прослеживается на значительное расстояние в пределах акватории моря Лаптевых к западу от о. Столбовой. Следуя развороту Южно-Анюйской сутуры, обоснованному в ( Kuzmichev, 2009 ), этот бассейн западнее о. Столбовой также должен повернуть к югу.

Рис. 7. Реконструкция позднеюрского – раннемелового бассейна. Показано два типа турбидитовых потоков, отлагавших светлые и темные песчаники, и ориентировка вдольсклоновых течений. Модифицировано из [13].

Остров расположен севернее о. Столбового, на расстоянии 500 км от пос. Тикси (рис. 1). Остров вытянут в меридиональном направлении на 57 км при максимальной ширине 15 км. Основные сведения о его геологическом строении получены В.Ф. Непомилуевым в 1974 г. при проведении среднемасштабной геологической съемки. В 2002 и 2004 гг. в северной и центральной частях острова полевые исследования выполнены А.Б. Кузьмичевым. В 2008 г. нами закартирована южная часть острова, детально изучены осадочные разрезы западного берега и выходы магматических пород. Итоговая геологическая карта показан на рис. 8.

Рис. 8. Геологическая карта о. Бельковский. Построена по результатам полевых работ авторов. Прямоугольниками показано расположение детальных участков, для которых составлены подробные карты, и на которых проведены послойные стратиграфические описания в 2008 г.

В геологическом строении о. Бельковский участвуют отложения среднего девона перми, расчлененные на 4 свиты общей мощностью более 6 км. Нами составлены послойные описания разрезов свит на нескольких детально закартированных участках (рис. 8). Палеозойские толщи нарушены многочисленными разноориентированными разломами. Промеренные нами мощности в большинстве случаев оказываются неполными, что подтверждается неуверенной корреляцией частных разрезов. Названия свит, их возрастной диапазон и литологические особенности показаны на сводной стратиграфической колонке (рис. 9) и кратко охарактеризованы нами ранее. Сопоставление с одновозрастными разрезами о. Котельный ( Косько и др., 1985 ) показывает их существенные различия, выражающиеся прежде всего в большей глубоководности отложений о. Бельковский, меньшем количестве карбонатных прослоев в отложениях верхнего девона и в бедности пород фаунистическими остатками. Наиболее существенные различия наблюдаются в строении каменноугольной-пермской бельковской свиты. Нами получены новые определения конодонтов, брахиопод, кораллов, гониатитов ( Николаева и др., 2009 ), фораминифер и радиолярий, которые позволяют существенно уточнить стратиграфическое расчленение и обосновать фациальные изменения пород. Палеонтологическое изучение коллекций еще не завершено. Следует отметить, что в некоторых случаях определения возраста пород по разным группам окаменелостей оказывались различными. В таких случаях предпочтение отдавалось определениям конодонтов, выполненных В.А. Аристовым.

Рис. 9. Сводная стратиграфическая колонка палеозойских отложений о. Бельковский.

Среднедевонские карбонатные породы формировались на заключительном этапе эволюции Новосибирской карбонатной платформы, которая, вероятно, распространялась также и к западу от о. Бельковский. В верхнем девоне палеогеография существенно изменилась. Большая часть о. Котельный представляла собой сушу ( Николаева и др., 2009 ), а на территории ЮЗ части о. Котельный и всей территории о. Бельковский располагался прогиб, заполнявшийся преимущественно терригенными, в значительной степени глинистыми осадками нерпалахской и чекурской свит. Отложения изобилуют складками подводного оползания, содержат горизонты глинистых диамиктитов с обломками и глыбами средне-верхнедевонских (а возможно и более древних) карбонатных пород, на нескольких уровнях разреза встречаются турбидитовые песчаники с обильными подошвенными знаками. Состав обломочного материала и изменения фаций и мощностей в целом указывают на то, что территория о. Бельковский располагалась на СВ склоне трога. Конкретные замеры ориентировки директивных седиментационных структур, таких как слепки борозд вымывания в основании турбидитовых песчаников (рис. 10), знаки ряби подводных течений, ориентировка складок подводного оползания и др. демонстрируют более сложное распределение направлений транспортировки осадочного материала. Наиболее яркие фациальные изменения наблюдаются в составе верхних горизонтов чекурской свиты, сложенных карбонатными породами. На этом этапе, по-видимому, палеогеография бассейна изменилась, и снос обломочного материала в осевую часть бассейна осуществлялся также и с его противоположного юго-западного борта. В ЮЗ части острова верхи чекурской свиты сложены нетипичной для разреза мощной (300 м) толщей органогенных известняков, представляющих собой рифогенную постройку, маркирующую верхнюю бровку прогиба. В СЗ части острова аналогичные породы представлены олистостромой, включающей глыбы органогенных известняков размером до нескольких десятков метров. В центральной части острова на этом уровне разреза встречаются маломощные линзы известняков, а в восточной части острова – карбонатные гравелиты и конгломераты. В глинистых сланцах карбона – перми также обильны следы подводного оползания, встречаются пачки турбидитов; многие горизонты активно биотурбированы. В отложениях задокументированы разнообразные директивные седиментационные текстуры. В целом, они указывают на ориентировку склона бассейна в направлении ССЗ-ЮЮВ. Несоответствия направлений, определенных в разных пачках и на разных отрезках западного берега острова, мы объясняем вращением блоков пород в результате сдвиговых дислокаций (см. ниже).