На протяжении Международного полярного года Геологический институт РАН провел комплексное геологическое изучение двух самых западных островов Новосибирского архипелага, лежащих в море Лаптевых: острова Столбовой (2007 г.) и о. Бельковский (2008 г.) (рис. 1). На о. Столбовой вскрыт разрез позднеюрских-раннемеловых турбидитов, накопившихся в бассейне форланда во время Анюйской орогении (Кузьмичев и др., 2006; Kuzmichev, 2009, Miller et al, 2009). Остров Бельковский сложен сильно дислоцированными палеозойскими (средний девон-пермь) толщами, которые существенно отличаются от одновозрастных образований, слагающих близлежащий о. Котельный (Косько и др., 1985; Kuzmichev, 2009). Наряду с изучением стратиграфии и седиментационных особенностей осадочных толщ палеозоя и мезозоя, нами проводились также структурные наблюдения, изучение магматических комплексов и континентальных третичных осадков, заполнявших локальные наложенные впадины.

Рис. 1. Положение островов Столбовой и Бельковский (выделены рамками) в пределах Новосибирского архипелага.

О. Столбовой расположен в 360 км от пос. Тикси (рис. 1) и вытянут в СЗ направлении на 47 км. Это один из наименее изученных островов в составе Новосибирского архипелага. Он исследовался Воронковым (НИИГА) в 1956 г. (Воронков, 1958), во время проведения в регионе мелкомасштабной геологической съемки. В результате этих работ выяснилось, что остров целиком сложен монотонной песчано-сланцевой толщей поднеюрского-раннемелового возраста и абсолютно бесперспективен на полезные ископаемые. Во время проведения на Новосибирских островах среднемасштабной геологической съемки в 70-х годах XX в. на о. Столбовой были осуществлены лишь стратиграфические исследования на локальном участке в его СЗ части (Виноградов, 1975). Летом 2007 г. (21 июня–5 сентября) полевой отряд ГИН РАН закартировал южную часть о. Столбовой и провел здесь стратиграфические, палеонтологические и структурные исследования.

Первое, что обращает на себя внимание при изучение острова, – пологое залегание пластов (рис. 2) и почти полное отсутствие складок, видимых в масштабе обнажения. В целом, мезозойские отложения о. Столбового слагают линейную синклиналь, шарнир которой имеет северо-западное простирание и погружается на юго-восток по усредненному азимуту 146°. Крутые сбросы и взбросы пронизывает весь мезозойский комплекс, образуя сгущения на некоторых участках. Наблюдаются две почти ортогональные равнозначные системы подобных нарушений, ориентированные в ССЗ и ВСВ направлениях. Мы предполагаем, что они заложились как трещины скалывания в результате горизонтального сжатия в ССВ-ЮЮЗ направлении. Такая интерпретация подтверждается отсутствием смещений вдоль некоторых разломов. В дальнейшем вдоль этих разломов происходили вертикальные перемещения, вначале на этапе сжатия, затем – на этапе растяжения. В обстановке сжатия регион развивался на протяжении неокома. В последовательности событий сжатия можно выделить три стадии: формирование сколовых трещин, пологая складчатость, надвигообразование. При этом ориентировка поля напряжений менялась. Направление оси максимального сжатия разворачивалось от ССВ к СВ (рис. 3). На заключительных этапах сжатия в СВ-ЮЗ направлении возникли локальные надвиги, смещающие более ранние крутые разломы. Их появление, по-видимому, вызвано общим подъемом территории, сопровождаемым размывом. Это вызвало уменьшение нагрузки вышележащих пластов, и привело к тому, что ось минимального сжатия стала совпадать с вертикальным направлением.

Рис. 2. Геологическая карта южной части о. Столбовой, построенная по результатам полевого сезона 2007 г. Многочисленные крутые взбросы и сбросы не показаны. Гипотетический субширотный надвиг, осложняющий структуру острова, не подтвержден прямыми наблюдениями. Основанием для его проведения послужили палеонтологические данные (см. текст).

Рис. 3. Динамика напряжений сжатия, сформировавших структуру о. Столбовой. А. Образование сколовых трещин в результате общего сжатия. Б. Уменьшение вертикальной нагрузки и формирование пологой складчатости. В. Дальнейшее уменьшение вертикальной нагрузки и заложение надвигов.

В большинстве случаев разломы со смещением построены однотипно: зона, в которой сконцентрировано смещение, расчленяется на пластины, наклоненные в сторону приподнятого крыла (рис. 4). В дальнейшем, на этапе растяжения, возникающее зияние компенсируется увеличением наклона этих пластин, которые ведут себя подобно фишкам домино. Растяжение проявилось в обеих системах крутых разломов.

Рис. 4. Морфология типичного сбросового нарушения. А. Сброс со смещением около 20 см (ЮЮВ крыло опущено). В нижней части обрыва зона сбросового смещения ограничена двумя разломами, по обе стороны от этой зоны лежат массивные ненарушенные породы. Кружком обведен молоток для масштаба. Прямоугольником показан контур рис. Б. Б. Деталь предыдущего изображения. Видны риделевские трещины, возникшие в результате вертикального шеаринга. В дальнейшем, в обстановке растяжения, подобные зоны распадаются на серию отщепов, наклоненных подобно фишкам домино.

В обстановке напряжений растяжения регион стал развиваться начиная со второй половины апта (Kuzmichev, 2009). Дифференцированные проседания блоков компенсировались перемещениями по тем же разломам, которые были заложены ранее на этапе сжатия. Перемещения по сбросам продолжались, по меньшей мере, до неогена, так как мы наблюдали смещения по сбросам третичной коры выветривания.

Остров сложен толщей мезозойских турбидитов, в которых преобладают песчаные фации. Мощность промеренного разреза в изученной южной части острова с учетом закрытых интервалов составляет около 1200 м, причем каких-либо заметных литологических изменений в его строении не выявлено. В разрезе незакономерно чередуются три основных типа пород (рис. 5). Наиболее заметным элементом разреза являются мощные (первые метры – первые десятки метров) пласты светлых, обычно среднезернистых, сортированных песчаников, представленных серией амальгамированных индивидуальных пластов. Также в составе комплекса присутствуют темно-серые плохосортированные глинистые песчаники, переходящие в диамиктиты; мощность таких пластов измеряется дециметрами. Верхние части турбидитовых ритмов сложены черными аргиллитами, мощности которых обычно измеряются сантиметрами; иногда они образуют самостоятельные пачки мощностью до нескольких метров, в которых присутствуют маломощные прослои песчаников и алевролитов. Разрез не может быть расчленен на картируемые пачки по литологическим признакам. Крупной цикличности, свойственной турбидитовым комплексам, нами не обнаружено.

Рис. 5. Типичное строение разреза столбовских турбидитов: чередование относительно мощных светлых песчаников (подобные пачки часто объединяются в монолитные амальгамированные пласты) и темных мелкоритмичных песчаников. Высота обрыва около 25 м.

Ранее возраст пород о. Столбовой не вполне уверенно определялся по единичным находкам раковин рода Buchia в интервале оксфорд-валанжин. Нам удалось найти скопления бухий (в том числе хорошей сохранности) в большом количестве пунктов (рис. 2). По заключению В.А.Захарова они определяют стратиграфический диапазон вмещающих отложений в интервале поздневолжский подъярус – ранневаланжинский подъярус (Кузьмичев и др., 2009). Палеонтологические заключения не соответствуют геологическим наблюдениям о последовательности отложений и заставляют предполагать присутствие гипотетического надвига, по которому верхневолжские отложения надвинуты на нижненеокомские (рис. 2). Мы также допускаем и иную интерпретацию палеонтологических данных (Кузьмичев и др., 2009).

Изученные отложения представляют собой дистальные турбидиты с преобладанием песчаных фаций. Директивные подошвенные знаки (следы волочения, борозды течения и пр.) и редкие складки подводного оползания указывают на перемещение материала с юга на север и на субширотное простирание бассейна (рис. 6А). Ориентировка знаков ряби течений указывает в среднем на северо-восточное направление (рис. 6Б). По-видимому, знаки ряби фиксируют вдольсклоновое отклонение истощенных турбидитных потоков. Присутствие в разрезе двух типов песчаников мы объясняем действием разных седиментационных процессов. Мощные пласты светлых песчаников отлагались зерновыми потоками; источником материала для них являлись нестабильные массы сортированного песка, накапливавшиеся на кромке шельфа. Темно-серые глинистые песчаники и диамиктиты, содержащие растительный детрит, отлагались консистентными грязевыми потоками. Они интерпретируются нами как продукт транзитного переноса обломочного материала из области питания через узкий шельф в глубоководную часть бассейна (рис. 7). Нами детально изучены различные варианты последовательностей элементов турбидитовых ритмов, которые могут быть описаны в терминах трансформации потока.