В осадочном чехле рассматриваемого региона уверенно выделяется три крупных структурных этажа, сформировавшихся в течение трех фаз тектогенеза. Первый из них — древнеплатформенный, рифей-палеозойский, представленный мощной терригенно-карбонатной толщей, близкой по своим характеристикам одновозрастным отложениям севера Сибирской платформы. Второй этаж — рифтогенный, сформированный в позднепермь-триасовое время, представленный вулканогенно-осадочными отложениями. Третий этаж — плитный, мезозой-кайнозойский, образованный терригенными толщами выполнения пострифтового палеорельефа, аналогичный одновозрастным толщам осадочного чехла Западно-Сибирской плиты (табл. 1). В составе рифей-палеозойского структурного этажа выделяется два СФК — рифей-вендский и палеозойский (см. рис.1).
Табл.1. Структурно-формационные комплексы, тектоноседиментационные события и история нефтегазоносности в Енисей-Хатангской НГО
Рифей-вендский СФК на изучаемой территории не вскрыт скважинами, поэтому на сейсмических разрезах выделяется с определенной долей условности. Следует отметить, что вендский возраст отложений достоверно не установлен, но по аналогии с платформенными областями карбонатонакопление началось на рубеже раннего и позднего венда. Рифейские отложения широко распространены на севере Сибирской платформы, где они встречаются в естественных разрезах на восточном склоне Анабарского свода, на территории Уджинского свода и в центральной части Оленекского свода. Естественные выходы рифейских отложений также установлены на северо-западном склоне Анабарского поднятия, где они обнажаются в виде полосы шириной 15–30 км в долине р. Котуй и ее притоках. На юго-востоке толща рифейских пород залегает с несогласием на породах архея и нижнего протерозоя, вскрывающихся в центральной части Анабарского поднятия. Северо-западная граница полосы выходов образований рифея перекрыта более молодыми отложениями верхневендской старореченской свиты на севере и нижнекембрийской медвежинской свитой в южной части.
В северо-восточной части п-ова Таймыр в основании этого СФК залегают локально распространенная терригенно-карбонатные ждановская и октябрьская толщи, относимые Н.С. Прияткиной и другими к мезопротерозою (среднему рифею) Основная часть СФК образована отложениями верхнего рифея (неопротерозоя), представленого в основном молассовой формацией (становская свита), сложенной хаоточным переслаиванием красноцветных и сероцветных косослоистых песчаников, конгломератаов, алевролитов и мергелей мощностью 1200–1500 м, образовавшихся в субконтинентальной и прибрежно-морской обстановках. На становской свите трансгрессивно залегает колосовская свита, образованная преимущественно карбонатной известняково-доломитовой толщей мощностью до 2000 м и более, в разрезе которой зафиксированы вулканогенные породы основного и кислого состава. Общая мощность осадков позднепротерозойского возраста изменяется от 1800– 2000 м на севере п-ова Тамыр до 300 м на юге территории (северный склон Анабарской антеклизы), но на северо-востоке может достигать 3500–4000 м. Такая мощность СФК по простиранию может прослеживаться на значительные расстояния.
К востоку от Енисей-Хатангского регионального прогиба рифейские отложения вскрыты скважинами в Лено-Анабарской НГО, где они представлены преимущественно доломитами, мергелями и алевролитами. Столь широкое распространение рифейских толщ в регионе и дает основание большинству исследователей выделять рифей-вендский СФК, основываясь на том, что он на значительной территории сложен терригенно-карбонатными, слабометаморфизированными породами, смятыми в относительно пологие, но высокоамплитудные складки платформенного типа. В наиболее погруженной зоне, в пределах Западно- и Восточно-Таймырских впадин, мощность данного СФК по разным оценкам достигает 7 км, постепенно уменьшаясь к бортам Енисей-Хатангского регионального прогиба.
Палеозойский кембрийско-нижнекаменноугольный карбонатный СФК образован преимущественно карбонатными отложениями, формировавшимися в условиях пассивной континентальной окраины. На сейсмических разрезах в кровле СФК прослеживается ОГ VII. В основании компекса четкий ОГ не прослеживается.
Разрез отложений палеозоя в рассматриваемом регионе представляет собой мощную полициклическую и полифациальную толщу преимущественно карбонатного состава. Данные по стратиграфии, литологическому составу, фациальной зональности рассматриваемых отложений изложены в работах Ю.Е. Погребицкого, Л.Н. Болдушевской, Ю.А. Филипцова, С.В. Ладыгина, А.П Романова, С.Н. Варламова, Д.Г. Кушнира в двух фациальных зонах — северной и южной. В северной зоне преобладают черносланцевые, относительно глубоководные глинисто-кремнисто-карбонатные, частично битуминозные отложения, напоминающие породы доманиковой фации (около 0,5–1,5 км), которые накапливались в условиях некомпенсированного погружения. В южной зоне распространены разнообразные шельфовые и склоновые известняки, мергели и доломиты, а нижне- и среднедевонские отложения представлены еще и гипсами общей мощностью до 4 км (в Западно-Таймырской впадине до 5–7 км), весьма сходными с соответствующими отложениями северо-запада Сибирской платформы.
Палеозойские отложения хорошо изучены на прилегающей территории Северо-Тунгусской НГО на Путоранском своде. Они представлены кембрий-нижнекаменноугольной полициклической толщей, сформированной переславивающимися пластами и пачками различных доломитов, глинистых алевролитов, аргиллитов, известняков, в том числе и с доманикоидными темноцветными тонколистоватыми породами, а также — с локально распространенными девонскими эвапоритами суммарной мощностью более 2800 м. По данным В.А. Кринина, И.И. Порозова, на Путоранском своде выше этого карбонатного комплекса залегает терригенно-сульфатно-галогенная верхнепалеозойская толща мощностью более 320 м [26], которая в свою очередь на плато Путорана перекрыта туфолавовой толщей нижнего триаса.
При изучении палеозойского разреза учитывались данные, полученные по результатам бурения параметрической скв. Гыданская-118 и поисково-оценочной скв. Лескинская-178. Кроме того, были использованы материалы геологической съемки и детальных палеонтолого-стратиграфических и литолого-фациальных исследований, проведенных на п-ове Таймыр в различные годы, которые дают основание предполагать, что разрез палеозоя имеет много общего с бортовыми зонами Енисей-Хатангской НГО.
Этот мощный осадочный комплекс, полностью включающий кембрийскую, ордовикскую, силурийскую, девонскую системы и значительную часть каменноугольных отложений, формировавшийся на протяжении около 220 млн лет, из-за залегания на больших глубинах и слабой изученности на закрытых территориях описывается различными исследователями как единое целое. Между тем накопленные при изучении разрезов Сибирской платформы и Таймырской складчатой области материалы в совокупности с данными бурения глубоких скважин дают основание для экстраполяций закономерностей и особенностей геологического строения на закрытые территории Енисей-Хатангского регионального прогиба и разделения этого СФК на два подкомплекса, что имеет огромное значение для прогноза перспектив нефтегазоносности этого региона.
Кембрийско-силурийский подкомплекс. Нижне-среднекембрийские отложения (включая амгинский ярус) на севере Сибирской платформы (Норильский район) представлены шумнинской свитой (мощность 50–150 м) и ее аналогами, сложенными темноцветными тонкослоистыми микрозернистыми известняками, сильно обогащенными ОВ (мадстоунами и вакстоунами), формировавшимися на больших глубинах в открыто-морском бассейне или глубоководных проливах) . Аналогичные или близкие им нижне-среднекембрийские отложения описаны в естественных обнажениях в пределах Горного Таймыра, где они представлены гравийнореченской толщей (мощность 70 м), образованной мергелями и темноцветными доломитами, распространенными только в нижней части, известняками и черными аргиллитами, залегающими в средней и верхней частях толщи. В других фациальных зонах Таймыра отложения этого же возраста представлены южнинской толщей, а точнее — ее двумя нижними пачками (мощность 65–75 м), сложенными черными углеродистыми аргиллитами с конкрециями фосфоритов. Верхняя пачка южнинской толщи, также образованная черными углеродистыми аргиллитами, содержит фауну трилобитов майского яруса среднего кембрия.
Среднекембрийские отложения (майский ярус) вместе с верхнекембрийскими составляют единую седиментационную последовательнось регрессивного характера, главной закономерностью которой является плавная смена глубоководных темноцветных тонкослоистых известняков (мадстоунов) и карбонатных мергелей преимущественно сероцветными алевритистыми и пелитоморфными известняками, образованными дистальными и проксимальными турбидитами, накапливавшимися во всех частях склона морского палеобассейна — глубокопогруженной, средней и верхней мелководной. На Сибирской платформе (Норильский район) они представлены рыбнинской и чопкинской свитами (мощность 1100–1500 м), на Путоранском своде — частью тамуканской свиты, арыканской и хибарбинской свитами (мощность свыше 900 м), а на Таймыре — устремленновской толщей, грустинской и степановской свитами. Венчает эту регрессивную последовательность комплекс мелководных прибрежно-морских и лагунно-шельфовых отложений, представленный на севере Сибирской платформы туколандинской свитой, образованной переслаиванием различных светлоокрашенных известняков и доломитов с красноцветными мергелями и алевритистыми доломитами (мощность 375 м). В северо-восточной части Таймыра фациальным аналогом этих отложений является широкинская толща, образованная переслаиванием красноцветных мергелей и алевролитов с зеленовато-серыми сульфатсодержащими известняками и доломитами (мощность до 460 м).
Приведенные выше материалы дают очень веские основания предполагать, что на всей закрытой территории Енисей-Хатангского регионального прогиба нижне-среднекембрийские (без майского яруса) отложения тоже представлены маломощными глубоководными доманикоидными осадками, а скорее всего — еще более глубоководными.
Среднекембрийские (майский ярус) и верхнекембрийские отложения, образовавшие мощную (более 1000 м) дельтообразно построенную формацию карбонатного флиша, существенно продвинули зону мелководного прибрежного осадконакопления в северном направлении в сторону глубоководного открыто-морского бассейна, но центральная часть Енисей-Хатангского регионального прогиба была по-прежнему занята глубоководным морским бассейном.
В ордовикское и сулурийское время в результате длительных трансгрессий глубоководный морской бассейн занимал не только центральную часть Енисей-Хатангского регионального прогиба, но и большую часть Таймыра, о чем свидетельствует широкое распространение на этой территории граптолитовых сланцев, черных кремнистых аргиллитов, алевритоглинистых сланцев и темноцветных тонкослоистых битуминозных известняков. Однако присутствие в разрезах сероцветных алевритистых известняков с текстурами турбидитов и контуритов предполагает полициклический характер осадконакопления. В пользу этого свидетельствуют хотя и небольшие, но все-таки значительные суммарные мощности ордовикских (более 500 м) и силурийских (400–600 м) отложений , которые в то же время в разы меньше мощностей одновозрастных осадочных толщ, формировавшихся в мелководно-шельфовых фациальных зонах.
Следует отметить, что в центральной части Таймыра на Тарейско-Быррыганской геологической площади верхнекембрий-силурийские отложения отличаются меньшими глубинами осадкообразования, что, возможно, связано с относительной близостью островной суши.
На севере Сибирской платформы (Норильский район, плато Путорана) в ордовикское и силурийское время время в пределах южной бортовой зоны палеобассейна накапливались мелководные лагунно-шельфовые, прибрежно-морские и верхнесклоновые отложения.
Девон-нижнекаменноугольный подкомплекс существенно отличается от кембрий-силурийского. Во-первых, на Таймыре по данным геологической съемки масштаба 1: 1 000 000 в девон-нижнекаменноугольных отложениях полностью отсутствуют глубоководные открыто-морские (бассейновые) литофации, которыми в основном представлен кембрий-силурийский подкомплекс . Во-вторых, осадконакопление отложений девона и нижнего карбона протекало в условиях следующих фациальных зон: 1) верхней и средней частей склона палеобассейна с глубинами не более 100–150 м, но ниже базиса действия штормовых волн; 2) прибрежно-морской акватории, включающей литоральную и сублиторальную зоны; 3) супралиторальной зоны и себховой прибрежной равнины с периодически протекающим в прибрежных лиманах соленакоплением. В-третьих, скорости осадконакопления в девон-раннекаменноугольное время были значительно выше, что и привело к накоплению осадочных толщ большой мощности.
Подтверждая сказанное, приведем мощности отложений, установленные в конкретных разрезах Таймыра. Так, на Ливенско-Клюевской геологической площади только нижнедевонские отложения в составе пряминской (без нижних слоев, относящихся к верхнему силуру) и приморской свит достигают мощности 900 м. На Тарейско-Быррангской геологической плащади мощность отложений нижнего и среднего девона (верхние 50 м бунгенской свиты, тарейская и песчанинская свиты) составляет 550– 600 м, а мощность всей девонской толщи, включая валентиновскую свиту верхнего девона, достигает 1150–1200 м. Вышележащие нижнекаменноугольные карбонатные отложения (турнейский ярус) на этой же геологической площади в составе вольнинской свиты характеризуются мощностью, варьирующей в пределах 160–250 м.
Близкие мощности девонских и нижнекаменноугольных отложений установлены по данными бурения на северной бортовой зоне Енисей-Хатанского регионального прогиба. Так, в поисковой скв. Лескинская-178 отложения девона имеют мощность свыше 1650 м (интервал глубин (2115–3770 м), а нижнего карбона — 830 м (интервал глубин 1290– 2120 м). В параметрической скв. Гыданская-118 вскрыта только верхняя часть девонских отложений мощностью 160 м (интервал глубин 1440–1600 м), а нижнекаменноугольные отложения имеют мощность 465 м (интервал глубин 975–1440 м) (рис. 1).
Рис.1. Схема корреляции скважин
Характер ОГ VII, совпадающего с кровлей описываемого подкомплекса и приуроченного к границе раздела карбонатной и терригенной формаций, на рубеже раннего и позднего карбона четко отражает выделяющиеся в палеорельефе поднятия Тарейско-Тетояхской группы. Эта группа поднятий сформировалась в заключительную фазу позднегерцинского тектогенеза, что и привело к формированиию вышележащего терригенного СФК и одновременно к возможной частичной денудации девон-каменноугольных отложений.
Верхнепалеозойский (С2–Р) терригенный СФК
На рубеже нижнего и среднего карбона произошла резкая смена режима седиментации. Длительная эпоха карбонатонакопления закончилась и началась новая эпоха терригенного осадкообразования, которая продолжается и в настоящее время. Отложения комплекса формировались в мелководных условиях прибрежно-морской зоны и в субконтинентальных условиях, при которых образовывались прибрежные бары с участием эолового фактора, а также — в дельтах рек, в которых накапливались толщи с различной степенью угленосности. Наиболее широко распространены различные песчаники, алевролиты, аргиллиты и мергели. Нижняя граница комплекса часто носит эрозионный характер. В качестве примера приведем данные геологической съемки на Озерно-Таймырской геологической площади, характеризующие контакт макаровской свиты (башкирский ярус среднего карбона), несогласно залегающей на нижнекаменноугольных отложениях. Суммарная мощность отложений комплекса в составе макаровской, турузовской, быррангской, соколинской достигает 4000 м и более. В то же время на Коротковской геологической площади нижняя граница комплекса может быть согласной, без видимого перерыва, а общая мощность отложений СФК оценивается в 700 м. Такие вариации мощности комплекса объясняются не только седиментационными особенностями, но и контролем палеорельефа, сильно изменявшимся в результате позднегерцинской тектонической активности. Верхняя граница рассматриваемого СФК на разных площаях датируется либо кровлей нижнепермских отложений, либо казанским ярусом средней перми.
На сейсмических разрезах в кровле СФК прослежен ОГ А, приуроченный к поверхности разновозрастных нижне-среднепермских отложений. Отложения характеризуются неповсеместным распространением, они отсутствуют на приподнятых участках древней карбонатной платформы, в том числе на Тарейско-Тетояхской группе поднятий. Это хорошо видно по волновой картине на сейсмических разрезах и подтверждается материалами скв. Гыданская-118. То есть на наиболее приподнятых участках отложения палеозойского терригенного СФК заполняют локальные впадины. Во впадинах на сейсмических разрезах картируется совершенно другой характер волновой картины — динамически выраженные, протяженные отражения типа «заполнения». Такой тип сейсмофаций характерен для терригенных и вулканогенно-осадочных отложений.
И все эти комплексы являются частью древней Сибирской платформы, ее континентальной пассивной окраиной.
Верхнепермско-триасовый (Р2–Т) СФК подразделяется на два подкомплекса: верхнепермь-нижнетриасовый и средне-верхнетриасовый. На сейсмических разрезах в кровле СФК прослежен ОГ Iа, сопоставляемый с подошвой юрских отложений, под которыми могут залегать разновозрастные пермотриасовые отложения. На сейсмических разрезах сколь-нибудь яркую границу внутри триасовых отложений проследить на большие расстояния не представляется возможным. То есть на данном уровне региональная акустическая граница не выделяется.
По волновой картине на сейсмических разрезах в верхней части триасовых отложений выделяется два типа залегания пород: согласное в пределах погруженных депрессионных зон и кровельное типа эрозионного среза триасовых отложений в прибортовых частях. На территории исследования наличие интенсивного эрозионного среза в кровле триасовых отложений фиксируется отдельными полосами вдоль мегавалов Мессояхского, Танамо-Малохетского, Рассохинского, Балахнинского (Обско-Лаптевская гряда по В.А. Балдину), а также на бортах бассейна (Южно-Таймырская и Северо-Сибирская моноклизы). В целом ОГ Iа характеризует строение эрозионной поверхности доюрского основания и выделен повсеместно. Современный структурный план кровли комплекса представляет собой обширную депрессию, совпадающую в плане с современными границами прогиба.
Верхнепермь-нижнетриасовый синрифтовый подкомплекс сложен вулканогенно-осадочными толщами. На рубеже палеозоя и мезозоя (Р3–Т1) произошла резкая перестройка тектонического режима. Платформенный спокойным режим сменился рифтовым, в течение которого преобладал вулканический режим, приведший к образованию мощного (более 2 км) единого (площадь более 2 млн км2) траппового покрова и других интрузивных комплексов (рис. 2). Основные излияния базальтов продолжались относительно короткое в геологическом смысле время, по экспертным оценкам не более 1–3 млн лет, но охватили весьма обширные территории Западной и Восточной Сибири и Таймыра (Сибирская трапповая провинция). За счет этих процессов была сформирована вулканическая поверхность (так называемая вулканическая печать), фиксирующая предсреднетриасовый уровень и степень тектонических деформации в регионе. В целом верхнепермь-нижнетриасовый рифтовый комплекс представлен магматическими образованиями основного и ультраосновного состава, вероятнее всего переслаивающимися с осадочно-туфогенно-вулканогенными толщами. Здесь следует отметить, что не все исследователи разделяют рифтовую модель строения центральной зоны Енисей-Хатангского регионального прогиба. Так, в статье В.А. Конторовича, Ю.Ф. Филиппова в качестве опровержения этой модели приводятся следующие аргументы: 1. «Рифтогенез должен был сопровождаться излиянием огромных масс магматических пород, которые должны были заполнять центральную, наиболее погруженную часть прогиба…» и далее 2. «Заполнение наиболее погруженной части прогиба мощными толщами пермско-триасовых базальтов, обладающих аномально высокими плотностными и магнитными свойствами, должно было породить высокоамплитудные аномалии магнитного и гравитационного полей…». Действительно, так происходит в рифтовых системах срединно-океанического хребта, где огромные массы базальтов формируют океаническую кору. Образование Енисей-Хатангской рифтовой системы происходило на Сибирском кратоне с континентальной корой, и базальтовые массы по системам разломов протыкали весь осдадочный чехол, изливаясь на дневную поверхность.
Рис.2. Рифтовый этап развития Енисей-Хатангского регионального прогиба
Средне-верхнетриасовый надрифтовый подкомплекс. В среднетриасовое время площади седиментогенеза уменьшились на 90 % и вдоль оси рифтовой системы образовался узкий субширотно вытянутый и относительно узкий (до 300 км) глубокий морской пролив с терригенным осадконакоплением. Этот этап стал началом формирования современного Енисей-Хатангского регионального прогиба.
Терригенные прослои в этом комплексе большей частью представлены озерно-континентальными угленосными отложениями. Мощность комплекса в прибортовых зонах составляет 1–2 км, увеличиваясь в рифтовой осевой зоне Енисей-Хатангского регионального прогиба до 2–4 км. Таким образом, на Сибирской платформе и на Таймыре этот комплекс представлен континентальными траппами, а на территории Енисей-Хатангского регионального прогиба формировались мощные толщи прибрежно-морских и морских терригенно-вулканических пород и интрузивных образований.
На основе данных сейсморазведки, увязанных с имеющимися материалами бурения, на Рассохинском и Малохетском мегавалах, а также в пределах Южно-Таймырской моноклизы прогнозируется, что комплекс представлен преимущественно терригенными отложениями среднего – верхнего триаса и является аналогом тампейской серии Западной Сибири с присутствием долеритовых силлов и возможно траппов.
Юрско-меловой (плитный) СФК
В юре начался основной режим морского и прибрежно-морского терригенного осадконакопления с присутствием дельтовых и лагунных угленосных фаций на фоне общего прогибания территории. Юрские и меловые отложения развиты в пределах всего устойчивого прослеживания Енисей-Хатангского регионального прогиба за исключением наиболее приподнятых участков.
Данный СФК подразделяется на три подкомплекса: юрский, неокомский и аптско-альбско-сеноманский.
Отложения юрского подкомплекса накапливались в пределах слаборасчлененного неглубокого бассейна. На сейсмических разрезах наблюдается субгоризональное пологоволнистое залегание сейсмических границ с параллельно-слоистой записью с общим погружением к центру бассейна. Внутри юрского подкомплекса выделены и прослежены ОГ Т4, отождествляемый с тогурской пачкой тоарского яруса нижней юры, и ОГ Т1, отождествляемый с кровлей малышевской свиты (пласт Ю2) средней юры. Мощность отложений юры в депрессионных зонах составляет 3,8–4,2 км с увеличением в районе Агапского мегапрогиба до 7 км и Боганидо-Жданихинского палеобассейна до 6 км. Толща юрских отложений последовательно (снизу–вверх по разрезу) выклинивается в прибортовых зонах Таймырской и Северо-Сибирской моноклиз, а также частично размыта и/или выклинивается и тектонически деформируется на Мессояхском, Малохетском, Рассохинском и Балахнинском мегавалах.
Обширная трансгрессия в поздней юре привела к формированию некомпенсированного глубоководного бассейна с формированием конденсированных осадков, обогащенных органикой.
С кровлей юрского подкомплекса отождествляется сейсмический ОГ Б. Но если в центральной части Западно-Сибирской плиты этот ОГ является региональным репером, то в прибортовых частях Западно-Сибирского палеобассейна выполнить фазовую корреляцию ОГ Б достаточно сложно. Связано это с тем, что баженовская свита, сложенная плотными кремнисто-глинистыми породами, образование которой протекало в трансгрессивную фазу седиментационного цикла в условиях голодного некомпенсированного палеобассейна, фациально замещается прибрежно-морскими терригенными отложениями, составляющими единый комплекс с аналогичными неокомскими породами. В регрессивную фазу седиментационного цикла осадконакопление смещается на склоны (верхний и средний рамп), где и формируется клиноформная полициклическая дельтообразная толща, проградирующая из мелководных прибрежных обстановок осадконакопления в более глубоководные. Поэтому в зонах фациальных переходов обычно видны сложные взаимоотношения реперных (пропадающих здесь) и вспомогательных ОГ.
Неокомский подкомплекс характеризуется клиноформным строением отложений по аналогии с западно-сибирскими. В неокомское время активизировались источники сноса терригенного материала с обрамления бассейна, приведшие к лавинной седиментации и образованию относительно глубоководных ачимовских конусов выноса. На сейсмических разрезах наблюдается клиноформное строение отложений, отображающее постепенное боковое заполнение бассейна на фоне регрессии. На сейсмических разрезах в кровле подкомплекса прослежен ОГ М, отождествляемый с глинистой кошайской пачкой, которая сформировалась во время относительного повышения уровня моря и когда глубоководный бассейн был уже заполнен осадками.
Клиноформные отложения распространены большей частью в Носковско-Агапском мегапрогибе Енисей-Хатангского регионального прогиба и обладают рядом уникальных характеристик, таких как число клиноформ, их выраженность в волновом поле сейсмических разрезов и направление падения отложений. Эти особенности обусловлены прежде всего характеристиками источника сноса.
Раннемеловой Носковско-Агапский мегапрогиб (рис. 3) занимает площадь более 120 000 км², расширяясь к западу, в то время как на востоке он ограничен Рассохинско-Балахнинским мегавалом с юга и Таймырской моноклизой, Янгодо-Горбитским выступом с севера. Клиноформы характеризуются субширотным простиранием и северо-западным падением. По-видимому, источником их формирования являлась активная Путоранская область сноса. На Таймырской моноклизе закартированы клиноформы встречного, южного падения. Они обладают относительно слабой выраженностью и небольшой площадью распространения, что обусловлено, по всей видимости, поступлением осадочного материала с п-ова Таймыр, являвшегося слабоактивным источником сноса.
Рис.3. Отображение строения неокомских клиноформных отложений на структурной карте по ОГ Б (вблизи кровли юрских отложений)
В юго-западной части исследуемой территории выделяется Боганидо-Жданихинский палеобассейн с косослоистым строением неокомских отложений. Здесь материал для накопления неокомских отложений предположительно поступал с Анабарской области сноса, однако с севера прогиб был ограничен Рассохинско-Балахнинским мегавалом, что в определенной степени препятствовало формированию полноценного клиноформного комплекса. Поэтому данные отложения скорее всего можно отнести к субклиноформам.
В неокомских отложениях выделяется два НГК: клиноформный и «шельфовый», отложения аккумулятивного шельфа, характеризующиеся субпараллельным напластованием в прибрежно-морских обстановках осадконакопления.
Неокомский размыв проявился в сводовых частях приразломных мегавалов всей центральной системы мегавалов Обско-Лаптевской гряды. На Рассохинском мегавалу меловые отложения полностью эродированы, сильно размыты они и на Балахнинском валу. Происходит плавное сокращение мощности меловых отложений к обрамлению Енисей-Хатангского регионального прогиба. На севере Сибирской платформы на прибортовой моноклинали меловые толщи выклиниваются, а на борту Таймырской складчатой системы они тектонически смещены по сбросовым нарушениям. В пределах последней выделяется прогиб Шренка, который показывает, что большая часть территории Таймыра была покрыта маломощным (до 200–300 м) чехлом угленосных, скорее всего континентальных юрско-меловых отложений.
Аптско-альбско-сеноманский подкомплекс. Продолжается регрессия и отложения становятся все более мелководными до континентальных. В восточной части Енисей-Хатангского регионального прогиба бассейн закрывается. В западной и центральной частях формируется аллювиальная равнина с речной сетью. На сейсмических разрезах в кровле подкомплекса прослежен ОГ Г. Волновая картина на сейсмических разрезах представляет собой отражающие невыдержанные горизонты с изменчивыми динамическими характеристиками, часто с холмообразной формой записи, т. е. типичной для континентальных отложений.
Верхнемел-кайнозойский СФК представляет комплекс прибрежно-морских и озерно-речных отложений. В нем выделяется два подкомплекса: верхнемел-палеоценовый и кайнозойский.
