Глубинное строение шельфа Баренцево-Карского региона по данным сейсмических геотраверсов

Глава 1. Геолого-геофизический обзор по Баренцевскому, Карскому, Печорскому и Беломорскому регионам..

В главе представлены эволюция взглядов на происхождение, геологическое развитие шельфа Баренцево-Карского региона, Печорского и Белого морей; описаны геологическое строение и история развития основных тектонических структур; рассматривается вопрос нефтегазоносности Баренцева и Карского морей; представлен обзор геофизических исследований региона.

Сложившиеся представления о геологии Арктического шельфа нельзя свести к единой модели. Параллельно существуют две концепции. Согласно одной из них, развиваемой школой академика И.С. Грамберга, рассматриваемый регион представляет собой части единого Арктического нефтегазоносного супербассейна [Грамберг И.С., 1988; Устрицкий В.И., 1989]. По другой концепции, выдвинутой и развитой Н.А.Богдановым и академиком В.Е. Хаиным, рассматриваемая часть Арктического шельфа принадлежит на западе окраине Баренцевской плиты, а на востоке - Карской, которая ограничена с юга Западно-Сибирским бассейном [Объяснительная..., 1996; Богданов Н.А., 1998, 1999].

Существуют различные точки зрения относительно формирования Баренции. По мнению Л.П. Зоненшайна, Л.П. Кузьмина, Л.М. Натапова, в позднем докембрии на северо-востоке Русской платформы произошло причленение Баренции, соответствующей современному фундаменту Тимано-Печорского бассейна и Восточно-Баренцевского шельфа [Зоненшайн Л.П. и др., 1990]. По материалам С.В. Аплонова, Баренция, которую в венде образовали несколько блоков древнего фундамента Русской платформы, лишь в кембрии столкнулась с Русской платформой [Аплонов С.В., 1998].

Особенностью Баренцевской плиты является наличие осадочных бассейнов с мощными осадками, которые имеют утоненную консолидированную кору за счет сокращения мощности или полного исчезновения из разреза гранитного слоя [Верба М.Л., 1984; Объяснительная..., 1996; Юдахин Ф.Н., 2003]. Баренцево-Северокарский мегапрогиб обладает максимальными из известных в настоящее время масштабами прогибания дна - 20 км, утонения консолидированной коры - до 15 км и подъема границы Мохоровичича под осью прогиба - до 30 км. Существование Баренцево-Северокарского прогиба прослеживается с герцинского тектонического цикла, но возможно его заложение относится к более раннему времени.

Различные мнения выдвигаются относительно типа коры в глубоких бассейнах. Некоторые исследователи предполагают, что во внутренней части Баренцевоморского прогиба консолидированная кора характеризуется высокими скоростями продольных волн, типичными для "базальтового" слоя. Этот слой рассматривается как океаническая кора, образованная спредингом [Артюшков Е.В., 1979; Аплонов С.В., 1998]. Анализ, проведенный Л.П. Зоненшайном, показал, что фундамент глубоких осадочных бассейнов восточной части Баренцевского шельфа был сформирован девонским спредингом [Зоненшайн Л.П. и др., 1990]. Для объяснения образования океанов на месте континентов без горизонтальных движений земной коры, то есть без спрединга, рассматривался, так называемый, механизм океанизации [Белоусов В.В., 1968]. Он предполагает внедрение в континентальную кору крупных масс ультраосновных магм. По материалам Н.И. Павленковой, кора на шельфе континентального типа [Павленкова Н.И., 1986]. Такого же мнения придерживаются М.Л. Верба, Ю.И. Матвеев и другие исследователи [Верба М.Л. и др., 2005]. По данным Л.И. Лобковского, А.М. Никишина и В.Е. Хаина, утоненную в результате рифтогенеза кору континентальных окраин, в частности Баренцевоморского прогиба, следует называть субокеанской, то есть переходной от континентальной к океанической [Лобковский Л.И. и др., 2004].

Баренцевская плита, по мнению В.М. Комарницкого и Э.В. Шипилова, является областью длительного устойчивого погружения докембрийского кристаллического фундамента, сопровождавшегося вспышками вулканизма траппового типа [Комарницкий В.М. и др., 1991; Объяснительная..., 1996]. Накопленные геологические материалы свидетельствует в пользу рифтогенной природы сверхглубоких впадин, поэтому в последние годы большинство исследователей относят их к классу рифтовых структур [Верба М.Л., 1996; Грамберг И.С., 1997; Лобковский Л.И., 1988, 2004; Шаров Н.В., 2002; Богданов Н.А., 2004 и др.]. Наличие рифтогенных структур предполагается в Восточно-Баренцевской впадине в толще палеозойско-мезозойских осадков [Ivanova N.M. et al., 2000; Шипилов Э.В., 2003]. Общий рисунок рифтогенных структур в макропространстве Баренцевской плиты имеет сложную сетчатую конфигурацию, при этом в послепермское время доминировали субмеридиональные прогибы [Богданов Н.А., 2004], а в девоне ведущую роль играл субширотный пояс авлакогенов, протянувшийся от Шпицбергена до устья Печоры субпараллельно каледонской коллизионной области тиманид [Верба М.Л., 1996]. Менее интенсивно и локально проявлены восходящие движения, сопровождающиеся складчато-надвиговыми дислокациями и подъемом верхов разреза над уровнем гидросферы [Объяснительная..., 1996].

Фундамент и нижние части разреза, от низов палеозоя до триаса включительно, испытали неоднократную блоковую и термовулканическую переработку, связанную с рифтогенными процессами [Верба М.Л. и др., 2005]. Выше по разрезу многие разломы трансформировались в малоамплитудные или трещинные нарушения [Davydova N.I. et al., 1985]. Эти особенности строения осадочного чехла Баренцево-Карского региона являются следствием преобладания режима растяжения на протяжении около 1 млрд. лет, проявившегося в многократном сочетании процессов аккреции континентальной коры с ее дроблением [Объяснительная..., 1996].

По материалам A.J. Breivik, Баренция представляет собой протокаледонскую субдукционную зону, погружающуюся на юго-восток (рис. 1). В рамках этой модели в регионе выделяются две ветви каледонского орогенеза: первая - в западной части Шпицбергена, вторая - шовная структура - в центральной части Баренцева моря между Лаврентией и Балтикой, имеющая северо-восточное простирание [Fichler C. et al., 1997; Breivik A.J. et al., 2002].

В работе Д.В. Лазуркина Южно-Карская впадина рассматривается как северное окончание Западно-Сибирской плиты, что подтверждено сходством литолого-стратиграфической характеристики разреза, общностью основных элементов морфологии и развития крупных структурных элементов, единством региональных нефтегазоносных комплексов [Лазуркин Д.В. и др., 1995]. В зонах Карских грабенов, как и в Баренцевом море, полагают В.Е. Хаин и Н.А. Богданов, устанавливается геофизически "аномальная" субокеаническая кора [Объяснительная..., 1996; Каныгин А.В. и др., 2000].

Северную часть шельфа Карского моря отделяет от Южно-Карской синеклизы Северо-Сибирский порог, являющийся приподнятым блоком фундамента. По материалам В.А. Виноградова, частично погребенные под юрско-меловым чехлом раннекиммерийские структуры Северо-Сибирского порога правомерно считать ограничением Западно-Сибирского бассейна [Виноградов В.А., 2005].

Различных мнений придерживаются исследователи в вопросах тектонической принадлежности Новой Земли. Новоземельская гряда, сложенная дислоцированными палеозойскими и более древними комплексами, обычно рассматривается как восточное обрамление Баренцевской плиты. В таком случае она считается выходом на поверхность складчатого основания плиты [Богданов Н.А., 2004]. Другая точка зрения в том, что этот тектонический мегаблок является не обрамлением Баренцевской плиты, а скорее ее осложнением типа интракратонной зоны сжатия. По мнению Б.В. Сенина и Э.В. Шипилова, определяющую роль в формировании общей структуры микроплиты и всего поднятия Новой Земли сыграли надвиговые и сдвиговые смещения верхней части коры в течение киммерийского цикла, связанные с развитием рифтовых зон в Южно-Карской впадине [Сенин Б.В. и др., 1989].

Стратиграфия отложений осадочного чехла Баренцево-Карского региона. В вертикальном разрезе Баренцево-Карского региона можно найти образования от рифея до голоцена, но распространение толщ различного возраста отличается крайней неравномерностью [Сенин Б.В. и др., 1993; Объяснительная..., 1996; Верба М.Л. и др., 2005]. При этом бурением изучена только самая верхняя мел-палеогеновая часть разреза. По мнению С.В. Аплонова, рифейские и, возможно, нижнепалеозойские отложения отсутствуют в составе чехла глубоких впадин региона [Aplonov S., 1995; Аплонов С.В., 1998].

Разрезы осадочного комплекса Баренцево-Карской и Печорской провинций разделяются на два типа. Один представлен платформенными маломощными образованиями карбонатного состава, а другой - мощными толщами терригенных и карбонатных пород, на основании чего этот тип определятся как склоновый.

Структуры Тимано-Печорской плиты в акватории Баренцева моря. Печороморская впадина представляет собой морское продолжение Тимано-Печорской плиты. Северным и северо-западным ограничением впадины является флексурно-сбросовая зона [Кораго Е.А. и др., 1992]. Единая в своей западной части, к востоку она разделяется на две ветви. Северная ветвь уходит на северо-запад в направлении Новой Земли, где скрывается под ее фронтальными надвигами, южная ветвь уходит в направлении южной оконечности Новой Земли, где также частично маскируется надвиговыми структурами [Шипилов Э.В. и др., 1990].

Фундамент Тимано-Печорской плиты сложен позднепротерозойскими породами с эффузивными и интрузивными образованиями. Диапазон осадочного чехла охватывает в основном отложения от ордовика до нижнего мела [Объяснительная..., 1996]. В.Г. Оловянишников, Д. Роберте, А. Седлецка и другие исследователи выделяют в пределах Печорской провинции и Новоземельской области террейны [Оловянишников В.Г. и др., 2006]. Полагают, что Канино-Тиманский кряж сформировался в компрессионной зоне тиманских разломов, в которой происходила разгрузка горизонтальных напряжений, возникших при коллизии террейнов с погруженной окраиной Восточно-Европейской платформы. Беломорская впадина. В истории геологического развития Беломорского региона выделены две стадии: авлакогенная и плитная [Девдариани Н.А., 1985]. Первая включает в себя формирование Кандалакшского, Керецкого и Лешуконского авлакогенов, заложившихся в рифее. В вендское время Онежско-Кандалакшский авлакоген разделился на ряд грабенов. Во время второй, плитной, стадии в венд-протерозойское время произошло обособление Балтийского щита и Русской плиты. С середины палеогена на территории региона происходило опускание, образование Беломорской впадины и затопление водами моря.

Осадочный чехол в Беломорской провинции начинается с терригенных отложений рифея. Осадочная толща интрудирована дайками, а также кимберлитовыми трубками, часть из которых алмазоносна. Датировки даек нефелинитов свидетельствуют о существовании мантийного магматизма на Белом море в мезозойское время [Каталог..., 2002; Пожиленко В.И. и др., 2002].

Существуют различные мнения о механизме формирования глубоких прогибов Баренцево-Карского региона: в результате погружения, вызванного только растяжением коры, и вследствие преобладания других механизмов, когда растяжение не столь существенно [Артюшков Е.В., 1993; Breivik A.J. et al., 2002; Верба М.Л. и др., 2005]. Среди этих механизмов наиболее эффективными считаются уплотнение основных пород в нижней коре за счет фазового перехода, подкоровая эрозия, тепловая релаксация (термоупругое сжатие коры в мантии) и нагрузка тектонических покровов.

Магматизм Баренцево-Карского региона. Считается, что в строении Баренцево-Карской континентальной окраины и ее бассейнов магматизм играет заметную роль. Его проявления отмечены геологическим картированием в различных стратиграфических подразделениях разрезов близлежащих островов и материка [Комарницкий В.М. и др., 1991; Шипилов Э.В., 1998; Шипилов Э.В. и др., 2008].

Нефтегазоносность акваторий региона. Шельф Баренцева и Карского морей является наиболее перспективным на нефть и газ из всех материковых окраин северной Евразии [Геология..., 1987; Рябухин Г.Е. и др., 1993; Johansen S.E. et al., 1993; Dore A.G., 1995; Беляев И.В. и др., 2003; Верба М.Л. и др., 2005; New.., 2007 и другие]. Основные запасы углеводородов сконцентрированы преимущественно в породах юрско-нижнемелового и верхнепермско-триасового структурных этажей [Объяснительная..., 1996]. Нефтегазоносность Баренцева моря связана с грабенами в южной и юго-западной частях Баренцевской плиты и Восточно-Баренцевским трогом, где открыты газовые и газоконденсатные месторождения [Shipilov E.V., 1995]. Для Печороморской впадины характерны, в основном, нефтяные и газоконденсатные месторождения. Нефтегазоносность отложений Карского моря приурочена преимущественно к Южно-Карской синеклизе, где выявлены Ленинградское газовое и Русановское газоконденсатное месторождения, относящиеся к уникальным по своим запасам [Объяснительная..., 1996].

Геолого - геофизические исследования на Баренцево-Карском шельфе. К настоящему времени в регионе проведен большой объем геолого-геофизических исследований. Они включили в себя региональные и площадные сейсмоакустические зондирования, гравимагнитные наблюдения, поисковое и параметрическое бурение, измерения теплового потока, отбор донных проб [Гафаров Р.А., 1963; Павленкова Н.И., 1986; Аплонов С.В., 1991; Шаров Н.В., 1996; Fichler C. et al., 1997; Костюченко С.Л., Романюк Т.В., 1997; Neprochnov Yu.I. et al., 2000; Breivik A.J. et al., 2002; Верба М.Л. и др., 2005; Левашкевич В.Г., 2005; Хуторской М.Д. и др., 2005 и многие другие]. Первые геолого-геофизические работы на Баренцево-Карском шельфе были организованы еще в конце 60-х гг. (НИИГА) [Литвиненко И.В., 1968].

Над глубокими осадочными бассейнами Баренцево-Карского шельфа выделены линейные средневолновые магнитные аномалии, предположительно маркирующие спрединг палеоокеанской коры, залегающей в основании бассейна [Аплонов С.В., 1991; Аплонов С.В., 1998].

Геотермическое поле Баренцево-Карского региона характеризуется повышенной плотностью теплового потока по отношению к территориям Восточно-Европейской платформы (более 60 мВт/м²). На этом фоне также выделяются положительные аномалии теплового потока, связанные с районами мощных осадочных толщ и активностью гидродинамических процессов, а также с областями возможного нефтегазонакопления [Цыбуля Л.Я. и др., 1992; Левашкевич В.Г., 2005].

Выводы. Строение осадочного чехла и верхов консолидированной коры в Баренцево-Карском регионе изучено относительно более полно, чем строение глубинных частей коры. Глубинное продолжение известных структур коры остается неизвестным, включая характер сочленения крупных осадочных бассейнов с окружающими структурами. Также остается дискуссионным вопрос о механизме возникновения глубоких осадочных бассейнов. Некоторые из этих вопросов могут быть разрешены в процессе интерпретации данных Глубинного Сейсмического Зондирования.