– кварцевые песчаники и алевролиты, отвечающие осадочным породам зрелой платформы. По данным U-Pb локального анализа детритных цирконов, выделенных из кварцевого алевролита, поднятого на станции АЛР-18С, возраст исходных пород не моложе 1000 млн. лет. Судя по резко преобладающим среди цирконов зерен с возрастом в интервале 1.7–1.9 млрд. лет, можно предположить, что породы рассматриваемого комплекса образовались в основном за счет размыва карельского кристаллического фундамента. По литолого-петрографическим характеристикам породы аналогичны кварцевым песчаникам, драгированным в южной части поднятия Менделеева и относимым к рифею (Кабаньков, Андреева, 2008);
– карбонатные породы мелководного и лагунного происхождения, которые вместе с породами второго комплекса сопоставляются с рифейско-палеозойскими отложениями поднятия Альфа-Менделеева, составляющими нижний этаж чехла Гиперборейской платформы (Кабаньков, Андреева, 2006);
– аргиллиты специфического формационного состава. Судя по палеонтологическим остаткам, выделенным из обломков аргиллитов (фрагменты древесины хвойных позднепалеозойского возраста, органические остатки, похожие на водоросли типа Tasmanites(?), спикулы губок, сходные с обнаруженными в пермо-триасовых и пермских отложениях Баренцевоморского шельфа; заключение Л.А. Фефиловой) они связаны с размывом континентальных и морских терригенных отложений позднепалеозойского-мезозойского возраста. Часть образцов обнаруживает сходство с юрско-меловыми отложениями приполюсной части хребта Ломоносова, описанными А. Гранцем (Grantz et al., 2001);
– базальты, в том числе и оливиновые разности не установленного стратиграфического положения. Судя по свежести образцов, эффузивы могут принадлежать одному из завершающих этапов позднемелового-кайнозойского магматического цикла.
Таким образом, есть основание предполагать наличие в разрезе хребта Ломоносова древнего (карельско-гренвильского?) кристаллического фундамента и двух комплексов платформенного чехла: рифейско-палеозойского и верхнепалеозойско-мезозойского. Эксгумация глубоких горизонтов на поверхность могла осуществляться по зонам глубинных разломов (которые фиксируются по геофизическим данным) при высокоамплитудных блоковых подвижках.
Профиль «Арктика-2007» приурочен к двум главным тектоническим структурам: он следует вдоль осевой зоны южной части поднятия Ломоносова, а далее к югу пересекает северное крыло крупного окраинно-шельфового прогиба, который мы именуем Северным.
Сейсмостратиграфия осадочного чехла Евразийского и Амеразийского суббасейнов, залегающего выше поверхности акустического фундамента, достаточно полно охарактеризована в работах В.В. Буценко, В.А. Поселова, Б.И. Кима (Буценко, 2006; Поселов, 2002; Буценко, Поселов, 2004; Ким, 2003 и др.). В осадочном чехле выделяются 2 структурных этажа, разделенных поверхностью позднеолигоценового регионального несогласия. Отложения верхнего структурного этажа представлены нелитифицированными пелагическими осадками (илами, пелитами, алевритами) миоцен-четвертичного возраста, сформировавшимися после неотектонического погружения внутренних областей СЛО. На профиле «Арктика-2007» с этими осадками мы сопоставляем I-ый скоростной комплекс осадков со скоростями 2.1–2.5 км/с и плотностью около 2.2 г/см3 (рис. 6, 11). Мощность этого комплекса в шельфовой части профиля составляет около 3.0–3.3 км, далее на север она постепенно уменьшается сначала до 1.5–2.0 км, а в 350–400 км от начала профиля составляет всего 0.3–0.5 км, возрастая до 0.6–0.7 км лишь в самом конце профиля.
Такое существенное уменьшение мощности миоцен-четвертичных осадков во внутренней части океана связано, очевидно, с постепенным сокращением поступления обломочного материала по мере удаления от источника сноса – обрамляющей СЛО суши и окраинно-шельфовых поднятий.
II-ой скоростной комплекс литифицированных осадков co скоростями 3.0–3.4 км/с и средней плотностью 2.4 г/см3 отождествляется нами с образованиями нижнего структурного этажа осадочного чехла Северного Ледовитого океана. На основании сопоставлений с сопредельными островными поднятиями и шельфовыми структурами (в частности, с шельфовым бассейном моря Лаптевых, который обнаруживает большое сходство с поднятием Ломоносова по общей мощности континентальной коры и по степени деструктивных преобразований) возраст II-го сейсмостратиграфического комплекса принимается как нижний мел (апт-альб) – палеоген.
Обнажающиеся на Новосибирских островах фрагменты разрезов мел-палеогеновых отложений представлены континентальными (аллювиальными, делювиальными, озерно-аллювиальными) и прибрежно-морскими глинами, алевритами, песчаниками с прослоями бурых углей. Очевидно и на профиле «Арктика-2007» мел-палеогеновый комплекс имеет сходный литологический и фациальный состав, что подтверждается результатами сейсмофациального анализа.
Мощность рассматриваемого комплекса в целом небольшая и варьирует от 1.0–1.5 км в окраинно-шельфовом прогибе до 0.7–1.0 км в пределах южной части хребта Ломоносова. Это объясняется тем, что профиль следует по осевой части поднятия с сокращенной мощностью чехла. Кроме того, по данным МОВ ОГТ, окраинно-шельфовый прогиб при пересечении с хребтом Ломоносова испытывает поперечный перегиб с существенным уменьшением мощности мел-палеогеновых отложений. Восточнее, в окраинно-шельфовом прогибе Вилькицкого, мощность этих отложений составляет 7–8 км.
Породы III-го скоростного комплекса с V = 4.0–4.5 км/с и средней плотностью 2.53 г/см3 представляют собой промежуточный осадочный терригенный чехол, залегающий на консолидированной коре. Мощность его подвержена значительным колебаниям, наибольших значений (6–8 км) она достигает в окраинно-шельфовом прогибе. На отрезке профиля 300–500 км мощность комплекса уменьшается до 1.5–2.5–3.0 км, а затем вновь возрастает до 3.5–4.0 км. К рассматриваемому комплексу приурочена большая часть выделенных на профиле кромок магнитных тел. Возрастной диапазон его формирования определяется как палеозой – нижний мел. Такая интерпретация основывается на материалах сейсмических исследований на Восточно-Арктическом шельфе, прежде всего на шельфе моря Лаптевых (Franke et al., 2001; Виноградов и др. 2004; Ким и др. 2007) и на данных глубоководного бурения ACEX-2004.
Предположение о возможном присутствии в рассматриваемом комплексе пермо-триасовых магматических образований основывается на прослеживании в южную часть хребта Ломоносова зоны глубинных разломов СВ-простирания, являющихся продолжением магмоактивных пермо-триасовых разломов в фундаменте мезозойского рифтогенного Енисей-Хатангского прогиба (Пискарев, 2004; Косько, 2006).
Нижележащий комплекс IV со скоростями 5.9–6.0 – 6.3–6.4 км/с характеризуется значительными вариациями мощности – от 2.5–3 км в осевой части окраинно-шельфового прогиба до 10–11 км в центральной части профиля (интервал 250–530 км) и 6–7.5 км в его северной части. Внутреннее строение комплекса также неоднородно: наряду с преобладающей для него плотностью 2.75 г/см3 в нем выделяются менее плотные (2.74 г/см3) блоки. Они приурочены к зоне максимальных мощностей рассматриваемого комплекса. Здесь же отмечается неровный, с мелкими изгибами рельеф верхней поверхности комплекса и зона уменьшенных мощностей перекрывающего его нижнего осадочного комплекса.
Диапазон скоростей в рассматриваемом комплексе типичен для верхней коры, выделяемой обычно под названием гранитно-метаморфического слоя, служащего кристаллическим фундаментом осадочного чехла древних платформ.
Однако на профиле «Арктика-2007» образования гранитно-метаморфического фундамента и древнего осадочного чехла не разделяются. Здесь выделяется единый скоростной (плотностной) комплекс консолидированной коры, залегающий между верхнепалеозойско-нижнемеловым осадочным чехлом (комплекс III) и нижней корой (комплекс V) – промежуточный комплекс или комплекс акустического фундамента (комплекс IV).
Следует отметить, что зоны повышенных мощностей рассматриваемого комплекса располагаются на продолжении зон крупных разломов древнего заложения северо-западного и северо-восточного простирания. Разломы северо-западного простирания контролируют расположение крупных окраинно-шельфовых рифтогенных прогибов (Северо-Чукотского, Вилькицкого и др.), выполненных мощными осадочными толщами большого возрастного диапазона. Судя по предполагаемому возрасту нижних сейсмокомплексов в этих прогибах (венд – средний палеозой и верхний палеозой (Виноградов и др., 2005), начальные стадии формирования этих структур и, соответственно, контролирующих их разломов связаны с проявлениями герцинского (раннеэлсмирского), каледонского и, возможно, более древнего рифтогенеза.
Систему разломов СВ– и ВСВ-простирания, прослеживающихся по потенциальным полям от Таймыра и устья Хатангского залива в южную часть хребта Ломоносова, мы связываем с проявлением позднепалеозойской-раннемезозойской активизации. Разломы Таймырской складчатой системы образовались в процессе каменноугольно-триасового тектогенеза, сущность которого Ю.Е. Погребицкий определил как омоложение платформы – преобразование фундамента и чехла древней платформы в складчатое основание молодой платформы (Погребицкий, 1971).
