Введение.  Северный Ледовитый океан обрамлен пассивными континентальными окраинами, для которых характерны длительные и интенсивные погружения. В результате этих процессов накопились многокилометровые толщи осадочных пород свыше 15-20 км, образующих шельф арктических морей Северного Ледовитого океана. Проведенные в пределах Баренцево-Карского региона сейсмологические исследования [30] показали распространение в верхней мантии высокоскоростных аномалий, свидетельствующих о ее высокой плотности, что, возможно, указывает на распространение древней континентальной литосферы под окраинными морями. Вероятно, осадочные бассейны развивались как внутрикратонные впадины, в дальнейшем разрушенные рифтогенными процессами. Формирование их связано с эволюцией Западно-Сибирской плиты, северной частью которой они являются, а также с раскрытием в мезозойскую эру Северного Ледовитого океана. Считается [12], что в домезозойское время на месте Северного Ледовитого океана существовала Арктида как часть Пангеи, что подтверждается распространением в пределах арктического региона высокоскоростных аномалий до глубины 250-300 км [26]. Последующие мезозойско-кайнозойские геодинамические процессы привели к раскрытию Амеразийского и Евразийского бассейнов. Интерпретация геофизических данных с привлечением результатов геологических исследований свидетельствует, что раскрытие Амеразийского бассейна началось 157 млн. лет назад и продолжалось до 140-120 млн. лет [19]. Евразийский бассейн образовался в процессе спрединга океанической коры, начавшегося 58 млн. лет назад [7, 20]. Срединно-океанический хребет из Атлантического океана прорвался в Северный Ледовитый океан в виде рифтовой зоны хребта Гаккеля, продолжением которого на Азиатском материке является Момский грабен, протянувшийся во внутренней части Верхояно-Колымской системы на расстояние свыше 1200 км [5, 6] . Данные GPS [27] свидетельствуют о постепенном раскрытии Северного Ледовитого океана и сокращении площади Тихого океана, по крайней мере, северной его части. Раскрытие в мезозойскую эру Северного Ледовитого океана оказало влияние на глубинное строение осадочных впадин, геодинамическое развитие которых рассмотрено на примере Южно-Карской впадины.
Работа выполнена в рамках международного проекта "InterMARGINS", программа которого предусматривает изучение глубинного строения пассивных и активных континентальных окраин Земли [15]. Ранее авторами были построены геодинамические модели для морей активных континентальных окраин переходной зоны от Евразийского континента к Тихому океану, на основе которых получено представление о глубинном строении недр Земли этого региона, о глубинных процессах протекающих в мантии и определяющих формирование структур земной коры. Эти исследования позволили провести корреляцию между строением верхней мантии, геологическими структурами, тектоно-магматической активностью и гидротермальными проявлениями [16]. Исследование пассивных континентальных окраин района Карского моря является следующим этапом изучения недр Земли после завершения работ по построению геодинамических моделей активных континентальных окраин Тихого океана.

Тектоника.  Карское море - окраинное море Северного Ледовитого океана. Оно расположено преимущественно на шельфе, средняя глубина 127 м, наибольшая глубина 620 м (рис. 1). В центральной части моря между Новой Землей и полуостровом Ямал расположена Южно-Карская впадина. Карское море ограничено двумя глубоководными прогибами. Вдоль западного побережья Северной Земли протягивается прогиб Воронина с глубиной до 420 м, а вдоль восточных берегов Новой Земли простирается Восточно-Новоземельский трог с глубинами 200-400 м.

Рис. 1. Топография и батиметрия региона Карского моря [32]. 1 - землетрясения [27]; 2 - техногенные сейсмические события (взрывы) [27]; 3 - сейсмический разрез

Южно-Карская впадина выполнена стратифицированными толщами от пермского (?) до четвертичного возраста. В основании впадины, вероятно, прослеживаются рифтовые системы, протянувшиеся со стороны Западно-Сибирской низменности [3, 21, 14]. Данные по прилегающим регионам Новой Земли, п-ова Таймыр, Западной Сибири, а также материалы морской сейсморазведки, возможно, свидетельствуют, что в строении фундамента участвуют докембрийские и палеозойские породы [22, 21]. Выделенные в Карском море сейсмическими исследованиями триасовые отложения сложены, по аналогии с породами п-ова Ямал, прибрежно-морскими образованиями, трансгрессивно залегающими на палеозойских породах [22]. Вместе с палеозойскими отложениями они образуют рифтовый комплекс пород широко развитый в пределах арктического региона. Мезозойские отложения, выполняющие впадину, сложены терригенно-морскими породами. Трансгрессии и регрессии моря в мезозойскую эру обусловлены геодинамическими процессами, протекающими в регионе Северного Ледовитого океана. Осадконакопление в юрский период на большей части Карского моря и севере Западно-Сибирской плиты происходило в пределах единого мелководного морского бассейна, с повторяющимися повышениями и понижениями уровня моря. В это время происходило накопление песчано-глинистых пород. Максимальное прогибание впадины, сопровождаемое трансгрессией моря, приходится на конец юрского времени и, вероятно, связанно с раскрытием Амеразийского бассейна Северного Ледовитого океана. В позднеюрскую и раннемеловую эпохи происходило образование морских песчано-глинистых пород, представляющих собой чередование песчаников, алевролитов, аргиллитов и глин. В позднемеловую эпоху, по-видимому, в связи с раскрытием Евразийского бассейна образовался Северо-Сибирский порог, ограничивающий Южно-Карскую впадину от океана. Впадина начала развиваться в пределах формировавшейся в то время пассивной континентальной окраины. Происходило накопление глубоководных глинистых пород, в кайнозое сменившихся глинами с прослоями песчано-алевритовых образований. Образование в то время в осадочном чехле рифтогенных структур возможно сопровождалось базальтовым магматизмом и резким увеличением глубины моря до 500-600 м [4].

Сейсмичность.  Регистрация сейсмических событий в Арктике затруднена из-за малого количества арктических сейсмических станций. Существующая с середины XX столетия мировая сеть станций позволяет регистрировать события с магнитудами от 4.5-5 при точности локализации 25-50 км [1]. Анализ данных о землетрясениях, произошедших в районе Карского моря [27], показывает, что район практически асейсмичен. В каталогах приводятся данные о нескольких землетрясениях с глубинами от 10 до 25 км и магнитудами до 5, происшедших на островах архипелага Северная Земля, на континентальном обрамлении моря и на Новой Земле, где в основном сейсмические события имеют техногенное происхождение.

Тепловой поток.  Геотермическое поле региона Южно-Карской впадины характеризуется повышенной плотностью теплового потока (более 70 мВт/м2) особенно в областях с мощными осадочными толщами [24, 10]. На остальной части акватории Карского моря отмечаются пониженные значения (около 50 мВт/м2). Разработанные трехмерные модели геотермического поля на основе совместной интерпретации структурных параметров литосферы и геотермических измерений в арктических шельфовых морях [23] дали возможность выделить в пассивных континентальных окраинах осадочные впадины с повышенными значениями геотемпературного поля типа "термических куполов". В западной части Южно-Карской впадины выделен такой "термический купол" с температурой до 400° С на глубине около 15 км, с которым возможно связаны месторождения углеводородов.

Глубинное строение.  Разрез земной коры Карского моря (рис. 2) начинается у южного окончания Новой Земли, пересекает структуры Южно-Карской впадины и заканчивается в районе Северо-Сибирского порога. Сейсмический разрез построен по данным многочисленных сейсмических исследований по методике, разработанной в МГУ [11, 18].

Рис. 2. Сейсмический разрез земной коры Южно-Карской впадины. 1 - главные разделы в коре; 2 - поверхность Мохо; 3 - изолинии сейсмических скоростей. Вверху график аномального гравитационного поля [31]

Южно-Карская впадина характеризуется мощным осадочным слоем, достигающим 15-18 км. Осадочный слой южной части района разбит многочисленными разломами различного простирания на блоки протяженностью 50-100 км. По геофизическим данным в этом районе наблюдаются линейные знакопеременные магнитные аномалии, также связываемые многими исследователями с возможным наличием рифтовых систем [21, 25]. В районе Русановского поднятия осадочная толща сокращается до 8 км. В некоторых местах осадки разделяются на два подслоя: верхний, со скоростями до 5.7 км/с, и нижний, значительной мощности, со скоростями от 5.5 до 6.2 км/с и низким градиентом скорости. Консолидированная кора Южно-Карской впадины в целом имеет двуслойное строение, как и Северо-Баренцевская впадина [10]. Мощность консолидированной коры составляет около 30 км. В восточной части профиля со стороны Северо-Сибирского порога нижняя кора, разбитая разломами толщиной 10-15 км погружается под более мощную кору впадины до глубины 35-40 км. В районе Русановского поднятия в коре выделена сложная структура, которая имеет черты, характерные для спрединговых центров [2, 11]. Кроме того в нижней части коры на глубинах около 30 км выделяется поднятие мантии с аномально низкой сейсмической скоростью, где скорость понижена на 0.2 км/с относительно вмещающих пород. Крупные зоны аномально низких скоростей в мантии установлены под всей Южно-Карской впадиной. Граница Мохо прослежена на нескольких участках профиля на глубинах около 39-42 км. По геотермическим данным в верхней мантии, в пределах твердой литосферы температура может градиентно возрастать от 700-750° С до 1200° С на глубине 42-45 км. Возможно, что кровля термической астеносферы, приуроченная к изотерме 1250° С с учетом РТ-условий для данной глубины, расположена на глубине свыше 50 км [23].

Геодинамическая модель.  Геодинамическая модель глубинного строения Южно-Карской впадины, представленная на рис. 3, построена по данным многочисленных сейсмических и геологических исследований [14, 29, 11, 8, 9, 27, 32]. Модель включает следующие поверхности: батиметрию, поверхность фундамента, поверхность Мохо. Эта 3D-структурная модель отражает глубинное строение и соотношение поверхностных и глубинных структур впадины. Впадина открывается к Западно-Сибирской низменности в районе полуострова Ямал. Ее структура отчетливо выражена в гравитационном поле. На батиметрической карте показана слабо выраженная в рельефе мелководная Южно-Карская впадина, постепенно переходящая в Западно-Сибирскую низменность.

Рис. 3. Геодинамическая модель глубинного строения Южно-Карской впадины.
Вверху батиметрическая карта [32] с эпицентрами землетрясений [27] и расположением сейсмического профиля. Далее поверхность фундамента [9] с рифтовой структурой, прорвавшейся в позднепермское-раннемезозойское время из Западно-Сибирской низменности в Южно-Карскую впадину, частично заполненной лавами основного состава. От Новой Земли впадина ограничена глубинным разломом. Внизу - поверхнсть Мохо [8], структура которой, вероятно, определяется температурным режимом, с максимальной температурой 700-750° С и, возможно, влиянием астеносферы, расположенной на глубине примерно 50 км.
1 - сейсмический профиль; 2 - рифтовая структура; 3 - глубинный разлом; 4 - толеитовая магма; 5 - терригенные породы; 6 - вулканогенные породы

Очаги землетрясений расположены вдоль континентального обрамления впадины, на Новой Земле и Северной Земле. На карте фундамента показана прорвавшаяся из Западной Сибири рифтовая система пермско-триасового возраста, частично заполненная основной магмой. Образование рифтовой системы и определило глубинную структуру Южно-Карской впадины. На карте Мохо поверхность верхней мантии неровная, расположена на глубинах 35-45 км, пониженные сейсмические скорости, вероятно, свидетельствуют о воздействии магматических расплавов глубинных флюидов на земную кору. Формирование Южно-Карской впадины было связано с проявлением в пермско-триасовую эпоху основного магматизма, отчетливо выраженного в Западно-Сибирской низменности и в Восточной Сибири, которые известны своими трапповыми формациями. Несколько этапов магматизма выделены на окаймляющих Южно-Карскую впадину континентальных окраинах Западной Сибири, Новой Земли, Северной Земли. Вероятно, что начальный этап развития впадины, как и в Западной Сибири, связан с плюмовым магматизмом, приведшим к развитию в основании впадины рифтовых структур, заполненных трапповыми формациями [25].

Заключение. Развитие Южно-Карской впадины связано с эволюцией Западно-Сибирской плиты и образованием Северного Ледовитого океана. До позднего мела Южно-Карская впадина была северной окраиной Западно-Сибирской плиты, образование которой обусловлено пермско-триасовыми процессами рифтогенеза, сопровождаемого излияниями траппов. Вероятно, что плюмовый магматизм обусловил формирование впадины как отдельной структуры. В позднем мезозое в связи с раскрытием Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана Южно-Карская впадина стала частью пассивной континентальной окраины с продолжавшимся накоплением морских песчано-глинистых пород. Образование в то время в осадочном чехле рифтогенных структур, возможно, сопровождалось базальтовым магматизмом.

Литература
1. Аветисов Г.П. Сейсмичность Арктической материковой окраины России // Геология и полезные ископаемые России. В шести томах. Т. 5. Арктические и дальневосточные моря. Кн. 1. Арктические моря. Ред. И.С. Грамберг, В.Л. Иванов, Ю.Е. Погребицкий. СПб.: Издательство ВСЕГЕИ, 2004. 468 с.
2. Аплонов С.И., Устрицкий В.И. Осадочные океанические бассейны // ДАН. 1991. Т. 316. № 2. С. 425-428.
3. Богданов Н.А. Тектоника Арктического океана // Геотектоника. 2004. № 3. C. 13-30.
4. Верба В.В., Верба М.Л. Структуры растяжения земной коры в Арктическом регионе // Российская Арктика: геологическая история, минерагения, геоэкология. СПб.: ВНИИОкеанология. 2002. С. 93-108.
5. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. Л.: Недра, 1977. 248 с.
6. Грачев А.Ф. Арктический бассейн и срединно-океанический хребет Гаккеля // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии. Ред. А.Ф. Грачев. М.: Пробел, 2000. С. 229-245.
7. Карасик А.М. Магнитные аномалии хребта Гаккеля и происхождение Евразийского суббассейна Арктического океана // Геофизические методы разведки в Арктике. 1968. № 5. С. 8-19.
8. Карта рельефа поверхности мантии Евразии. Масштаб 1:15 000 000. Гл. ред. В.В. Белоусов. М.: АН СССР, 1988.
9. Карта рельефа поверхности фундамента Евразии. Масштаб 1:15 000 000. Гл. ред. В.В. Белоусов. М.: АН СССР, 1988.
10. Куницын А.В. Глубинное строение шельфа Баренцево-Карского региона по данным сейсмических геотраверсов. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 2008. 26 с.
11. Куницын А.В., Пийп В.Б. Строение коры Баренцево-Карского региона по данным детальных исследований методом глубинного сейсмического зондирования // Вестник МГУ. Геология. 2008. № 3. С. 55-63.
12. Лаверов Н.П., Лобковский Л.И., Кононов М. В. и др. Геодинамическая модель развития Арктического бассейна и примыкающих территорий для мезозоя и кайнозоя и внешняя граница континентального шельфа России // Геотектоника. 2013. № 1. С. 3-35.
13. Никишин В.А. Внутриплитные и окраинноплитные деформации осадочных бассейнов Карского моря. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 2013. 21 с.
14. Поселов В.А., Жолондз С.М., Трухалев А.И. и др. Карта мощности осадочного чехла Северного Ледовитого океана // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Тр. ВНИИОкеангеология. 2012. Т. 223. Вып. 8. С. 8-14.
15. Родников А.Г. Международный проект "InterMARGINS" // Тихоокеанская геология. 2006. № 5. С. 107-109.
16. Родников А.Г., Забаринская Л.П., Рашидов В.А. и др. Геодинамические модели глубинного строения регионов природных катастроф активных континентальных окраин. М.: Научный мир, 2014. 172 с.
17. Родников А.Г., Забаринская Л.П., Пийп В.Б. и др. Геодинамика осадочных бассейнов пассивных континентальных окраин Арктики // Тектоника и геодинамика континентальной и океанической литосферы: общие и региональные аспекты. Материалы XLVII Тектонического совещания. Том 2. Отв. ред. К.Е. Дегтярев, Н.Б. Кузнецов. М.: ГЕОС, 2015. С. 112-117.
18. Родников А.Г., Забаринская Л.П., Пийп В.Б., Сергеева Н.А. Глубинное строение Южно-Карской осадочной впадины // Тихоокеанская геология, 2016. Т.35. № 1, С. 31-36.
19. Соколов С.Ю. Тектонические элементы Арктики по данным мелкомасштабных геофизических полей // Геотектоника. 2009. № 1. С. 23-38.
20. Соколов С.Д., Лобковский Л.И., Тучкова М.И. и др. Тектоническая природа и геоисторический аспект происхождения Центрально-Арктических поднятий // Геологическая история, возможные механизмы и проблемы формирования впадин с субокеанической и аномально тонкой корой в провинциях с континентальной литосферой. Материалы XLV Тектонического совещания. Отв. ред. Н.Б. Кузнецов. М.: ГЕОС, 2013. С. 214-218.
21. Тимонин Н.И. Строение литосферы и нефтегазоносность Баренцево-Карского региона // Литосфера. 2009. № 2. С. 4-55.
22. Ульянов Г.В. Геолого-геохимические предпосылки газонефтеносности юрских отложений Южно-Карской впадины. Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 2011. 132 с.
23. Хуторской М.Д., Подгорных Л.В., Леонов Ю.Г. и др. Геотермия Арктического бассейна: Проблемы и решения // Геология полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. Том 2. М.: ГЕОС, 2009. С. 275-279.
24. Цыбуля Л.А., Левашкевич В.Г. Тепловое поле Баренцевоморского региона. Петрозаводск: КНЦ РАН, 1992. 110 с.
25. Шипилов Э.В., Карякин Ю.В. Юрско-меловой базальтоидный магматизм Баренцево-Карской континентальной окраины: геологические и геофизические свидетельства и геодинамические обстановки проявления // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. Материалы XLI Тектонического совещания. Том 2. М.: ГЕОС, 2008. С. 475-481.
26. Яковлев А.В., Бушенкова Н.А., Кулаков И.Ю. и др. Структура верхней мантии арктического региона по данным региональной томографии // Геология и геофизика. 2012. № 10. С. 1261-1272.
27. Bulletin of the International Seismological Centre. http://www.isc.ac.uk/iscbulletin/
28. Global Positioning System (GPS) Time Series. Jet Propulsion Lab. California Institute of Technology. http://sideshow.jpl.nasa.gov/post/series.html 29. Klitzke P. Scheck-Wenderoth M., Faleide J.I. et al. A lithosphere-scale 3D-structural model of the Barents Sea and Kara Sea region. GPZ German Research Centre for Geosciences, 2015. http://www.gfz-potsdam.de/en/section/basin-analysis/projects/a-lithosphere- scale-3d-structural-model-of-the-barents-sea-and-kara-sea-region/
30. Ritzmann O., Faleide J.I. The crust and mantle lithosphere in the Barents Sea/Kara Sea region // Tectonophysics. 2009. V. 470. Iss. 1-2. P. 89-104.
31. Sandwell D.T., Smith W.H.F. Marine gravity anomaly from Geosat and ERS 1 satellite altimetry // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. № B5. Р. 10039-10054.
32. Smith W.H.F., Sandwell D.T. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth soundings // Science. 1997. V. 277. P. 1957-1962.
33. Weber J.R., Sweeney J.E. Ridges and ba-sins in the central Arctic Ocean. The Arctic Ocean Region // The Geology of North America / Eds. A. Grantz. L. Johnson and J. Sweeney. 1990. Vol. L. P. 305-336.

URL: http://www.wdcb.ru/sep/passive_margins/Kara_Sea/Kara_Sea.ru.html
Last revision December 01, 2016