Сибирский (Северо-Азиатский) кратон рассматривается в понимании Ю.А. Косыгина [Kosygin et al., 1964] как Сибирская платформа и внешние зоны примыкающих складчато-надвиговых поясов, имеющие тот же докембрийский кристаллический фундамент. Южно-верхоянская окраина Сибирского кратона представлена Южно-Верхоянским сектором форланда Верхоянского складчато-надвигового пояса (ВСНП), который отделяет структуры окраины кратона от структур Охотского террейна (рис. 1). На образование структур Южно-Верхоянского сектора существует две основные точки зрения. В.С. Шкодзинский [Parfenov, Kuzmin, 2001, с. 497] связывает его формирование «со сближением Охотского террейна с Сибирской платформой под влиянием причленения Колымо-Омолонского супертеррейна и закрытия существовавшего здесь морского бассейна с континентальной корой». Особенностью этого процесса он считает субдукцию мантийной литосферы под Охотский террейн, обусловленную давлением Колымо-Омолонского супертеррейна. Геодинамику Южно-Верхоянского сектора он связывает со сдвигово-надвиговым коллизионным взаимодействием Охотского террейна с пассивной окраиной платформы. А.В. Прокопьев приоритет в образовании Южно-Верхоянского сектора отдает субдукционным и аккреционным процессам, происходившим вдоль Восточно-Азиатской активной континентальной окраины, выделяя сектор в Южно-Верхоянский орогенный пояс [Prokopiev et al., 2018а].

За восточную границу платформы большинство исследователей принимает Фронтальную систему надвигов, по которой дислоцированные породы верхоянского комплекса ВСНП и нижележащие отложения чехла платформы надвинуты на слабодеформированные комплексы Приверхоянского краевого прогиба и Алданской антеклизы. Вопрос проведения восточной границы Сибирского кратона, т.е. окончания погруженного платформенного фундамента, является остро дискуссионным. Л.М. Парфёнов с коллегами [Parfenov, Kuzmin, 2001] комплексы фундамента платформы продолжали на восток под ВСНП до Адыча-Тарынской зоны разломов. В.И. Шпикерман смещает эту границу восточнее, включая в структуры окраины платформы Кулар-Нерский террейн [State Geological Map..., 2016]. Ф.Ф. Третьяков включил в состав ВСНП уже все восточные террейны и продолжил платформенный фундамент до Колымо-Омолонского супертеррейна [Tretyakov, 2017, 2021].

История геодинамического развития Южно-Верхоянского сектора и примыкающих структур наиболее полно освещена в работах [Parfenov, Kuzmin, 2001; Prokopiev et al., 2018а, 2018b; Tretyakov, 2021]. Предполагается, что в пределах восточной окраины Сибирского кратона в среднем девоне – раннем карбоне заложилась система рифтов, приведшая к отчленению от него крупных континентальных блоков, включая Охотский кратонный террейн, и образованию Оймяконского океанического бассейна. После этапа рифтогенеза в пределах бассейна накапливались отложения верхоянского терригенного комплекса. Кардинальная перестройка структуры региона связана с закрытием Оймяконского бассейна с поздней юры до конца мела, вызванным коллизией Колымо-Омолонского супертеррейна и Охотского террейна с Сибирским кратоном. В результате образовался ороген, сложенный дислоцированными отложениями верхоянского терригенного комплекса и чехла кратона, перекрывший его окраину по Фронтальной системе надвигов. Одновременно структуры Южного Верхоянья испытывали тектономагматическое влияние субдукционно-коллизионных процессов на Восточно-Азиатской активной континентальной окраине [Parfenov, Kuzmin, 2001; Prokopiev et al., 2018а]. Существует еще несколько альтернативных моделей развития ВСНП: от полного отрицания существования Оймяконского океана [State Geological Map..., 2013, 2020] до отнесения к рифтогенным бассейнам только Иньяли-Дебинского террейна [Oxman, 2000; State Geological Map..., 2016], а также окраинноморская модель с малыми океанскими бассейнами [Tretyakov, 2022].

Глубинное строение региона изучено достаточно хорошо благодаря материалам по опорному геофизическому профилю 3-ДВ, пересекающему северную часть Южного Верхоянья. Интерпретации данных по профилю посвящено множество публикаций [Goshko et al., 2014; Tretyakov, Prokopyev, 2015; Solov’ev et al., 2016; Polyansky et al., 2017; Kashubin et al., 2018а, 2018b; Kungurtsev, Goshko, 2023; Suvorov et al., 2023; и др.]. По детальным построениям [Tretyakov, Prokopyev, 2015] глубинная структура верхней части земной коры центрального сегмента орогенного пояса определяется крупными дуплексами и вдвиговыми клиньями, а в фундаменте выделяются деструктивные структуры рифейского и среднепалеозойского рифтогенеза. Платформенный фундамент авторы продолжают на восток под структуры ВСНП. По сейсмической скоростной модели [Suvorov et al., 2023] в верхней коре Южного Верхоянья выделяют передовой Приверхоянский и Тыловой прогибы с мощностью осадочного чехла 23 и 13 км соответственно, разделенные Сетте-Дабанской тектонической зоной. За границу кратона авторы принимают разломную зону, наклоненную на восток ~15°, пересекающую границу Мохо под восточным окончанием Сетте-Дабанской зоны.

Более детально глубинное строение Южно-Верхоянского сектора в увязке с тектоническим строением ВСНП и прилегающих структур рассмотрено в статье [Kungurtsev, Goshko, 2023]. По сейсмическому разрезу определена форма фундамента кратона в виде клина, заканчивающегося под Южно-Верхоянским синклинорием на глубине 30–40 км. В основании структур, расположенных восточнее границы кратона, предполагается кора океанического типа (Оймяконский океан). В коллизионную стадию эта кора была пододвинута под прилегающие структуры Сибирского кратона. В полосе коллизии кратона с ВСНП выделены две зоны активных внутрикоровых флюидно-магматических процессов.

Приведенный обзор показывает, что глубинное строение Южно-Верхоянского сектора и его позднемезозойская геодинамика требуют дополнительных исследований. Прежде всего необходимо уточнить, где проходит глубинная граница фундамента платформы, т.е. граница Сибирского кратона. Решение этого вопроса позволит более обоснованно судить о роли и последствиях взаимодействия кратона со смежными структурами ВСНП. Актуальность этих исследований обусловлена тем, что структуры сектора контролируют размещение Аллах-Юньской металлогенической зоны, включающей крупное Нежданинское месторождение золота [Fridovsky, 2023]. С учетом роли глубинных источников и характера дизъюнктивной тектоники в локализации рудного вещества актуальная модель глубинного строения территории необходима для рационального направления геологоразведочных работ.

В геологическом строении Южно-Верхоянского сектора с запада на восток по структурному, вещественному и возрастному признакам выделяются три зоны [Parfenov, Kuzmin, 2001] (рис. 1). Кыллахская зона сложена рифей-ордовикскими отложениями чехла платформы, которые образуют типичный передовой чешуйчатый веер – систему надвигов, ответвляющихся от общего базального срыва, с наибольшим перемещением по передовым надвигам. Фронт надвиговой системы является обнаженным, что подразумевает значительную эрозию их внешних частей [Pavlovskaia, Khudoley, 2024]. Сетте-Дабанская зона осевой части сектора выполнена венд-нижне- и среднепалеозойскими комплексами чехла платформы, имеющими в разрезе форму «пальмового дерева». Осложняющие зону разломы, наряду с надвиговой, имеют значительную левосдвиговую компоненту. Расположенная на востоке Аллах-Юньская зона представлена Южно-Верхоянским синклинорием и выполнена верхоянским терригенным комплексом, образующим крупные складки линейного типа. Вдоль западного борта зоны узкой полосой (50–60 на 600 км) протягивается Южно-Верхоянский метаморфический пояс. Он имеет зональное строение с более высокой степенью метаморфизма – от зеленосланцевой фации местами до ставролитовой субфации эпидот-амфиболитовой фации в центральной его части, шириной до 20–25 км и протяженностью до 150 км. В краевых частях пояса уровень метаморфизма снижается до фации начального метагенеза [Parfenov, Kuzmin, 2001]. Осложняющие зону разломы имеют северо-восточную ориентировку, на севере – правосдвиговую кинематику (рис. 1). Продольная зональность Южно-Верхоянского сектора выражена в косо эшелонированной смене структур с юго-востока на северо-запад по системе сдвигов и в выклинивании Сетте-Дабанской и Аллах-Юньской зон на юге, что связано с инденторным влиянием Охотского террейна.

В прилегающих районах Сибирской платформы на севере выделяется широтный участок позднеюрско-раннемелового Приверхоянского краевого прогиба, частично перекрытый палеоген-неогеновыми осадками Нижнеалданской предгорной впадины. На юге сектор граничит со структурами Алдано-Станового щита, которые, погружаясь на север, образуют обширную Алданскую антеклизу, выполненную породами рифея, венда и кембрия, плащеобразно перекрытыми континентальными отложениями юры (рис. 1). В восточной части антеклизы выделяется Усть-Майская котловина (авлакоген), выполненная верхнекарельско-нижнерифейскими отложениями мощностью до 3 км [Gubin et al., 2022]. В северной части антеклизы расположено Якутское поднятие фундамента с мощностью чехла около 1 км и менее [Parfenov, Kuzmin, 2001; Obolkin, 2019]. Пограничные структуры Южно-Верхоянского сектора надвинуты на структуры платформы по Фронтальной системе надвигов (Нельканский, Кыллахский, Эбейке-Хаятинский и Окраинный) (рис. 1). Главной особенностью тектонического строения Южного Верхоянья, согласно работе [Prokopiev et al., 2017], является смена вергентности складчатых и надвиговых дислокаций с западной на восточную с формированием структурного веера в центральной части орогенного пояса.

Глубинное строение Южно-Верхоянского сектора достаточно хорошо изучено, так как его пересекает опорный геофизический профиль 3-ДВ, интерпретации данных по которому посвящено множество публикаций, перечисленных выше. Южную часть сектора пересекает восточный участок глубинного сейсмического профиля ГСЗ пос. Березово – пос. Усть-Мая (КРАТОН), дающий лишь общие представления о строении земной коры региона [Reference Geological and Geophysical Profiles..., 2013] (рис. 1). Для структур восточной части Алданской антеклизы и Кыллахской зоны в рамках изучения перспектив нефтегазоносности выполнена серия малоглубинных сейсмических профилей, материалы по которым обобщены в работах [Obolkin, 2019; Gubin et al., 2022; Razvozzhaeva, Taltykin, 2023].

С учетом перечисленных материалов авторами выполнена комплексная интерпретация сейсмического разреза ОГТ (метод общей глубинной точки) и разреза суммарной энергии (отражает скоростную и плотностную дифференцированность геологической среды) по профилю 3-ДВ. При интерпретации учитывался характер распределения потенциальных полей над разрезом и геологическое строение в полосе профиля. По результатам сформирована геодинамическая модель глубинного строения юго-восточной окраины Сибирского кратона и прилегающих структур Южного Верхоянья (рис. 2). На сейсмическом ОГТ и энергетическом разрезах (рис. 2, б, в) в западной, платформенной части профиля четко прослеживается верхняя граница фундамента платформы и слоистые комплексы чехла с ярко проявленным слоем сейсмической полупрозрачности в его средней части. В подошве этого слоя фиксируется региональный отражающий горизонт, который опознается по угловому несогласию, выраженному выклиниванием нижележащих комплексов чехла в западном направлении в районе ПК 1450 км, и наличию наклонных площадок, срезаемых отражающим горизонтом (VR на рис. 2, а). В восточной части Алданской антеклизы данный отражающий горизонт (VR) приурочен к подошве венда и является реперным [Gubin et al., 2022]. Фиксация этого реперного горизонта позволяет оценить мощность довендских и пострифейских комплексов чехла платформы в створе профиля 3-ДВ. Мощность довендских комплексов чехла увеличивается от зоны их выклинивания в районе ПК 1450 км до 4.5 км в районе ПК 1625 км. Мощность вышележащих V-Mz комплексов постепенно наращивается от 2 км в районе ПК 1350 км до 5.5 км на ПК 1625 км (рис. 2, а, б). Таким образом, общая мощность чехла платформы на рассматриваемом участке профиля увеличивается к окраине платформы от 2 до 10 км.

Начиная с ПК 1600 км на границе чехла и фундамента платформы фиксируется серия наклонных и субвертикальных разломов сбросовой кинематики, по которым граница фундамента ступенеобразно опускается под углом около 12° до глубины 21 км в районе ПК 1670 км. Далее, по резкому подъему границы чехла (задиру) можно предположить, что комплексы чехла окраины кратона сорваны с фундамента и надвинуты на расположенные западнее структуры чехла. При этом сформированы два разбитых локальными разломами блока. Нижний, разделенный разломом на два фрагмента, сложен довендскими комплексами и формирует дуплекс с клиновидным вдвигом (Д на разрезе). По размеру (65×7 км) он соответствует размеру участка края фундамента кратона с отсутствующим чехлом (рис. 2, б, ПК 1675–1750 км). Верхний блок, разбитый на пять фрагментов, сложен вышележащими комплексами чехла, формирует веерную структуру Сетте-Дабана. Блоки разделяет Окраинный надвиг, наследующий, по нашему мнению, поверхность регионального отражающего горизонта (VR) в основании венда. Вклинивание (вдвиг) нижнего блока объясняет подъем и развал вышележащих комплексов Сетте-Дабана в форме «пальмового дерева», фиксируемый на разрезе и в поверхностном геологическом строении. В такой модели образования Сетте-Дабанский антиклинорий полностью аналогичен дуплекс-антиклинориям, находящимся на его продолжении в Западно-Верхоянском секторе ВСНП, с той лишь разницей, что в нем на поверхность выведены более древние комплексы чехла платформы, т.е. он также является дуплекс-антиклинорием.

Фронтальная часть надвигового комплекса верхнего блока (рис. 2, а, ПК 1625 км), подстилаемая Окраинным надвигом, по данным [Prokopiev et al., 2022], залегает практически субгоризонтально, т.е. имеет минимальную мощность. Это согласуется с тем, что только начиная с ПК 1635 км по резкому повышению уровня гравитационного поля можно говорить о существенном увеличении мощности более плотных карбонатных, с дайками базитов, надвиговых комплексов Сетте-Дабанского дуплекс-антиклинория.

Нижнее ограничение кристаллического фундамента кратона проводится по верхней границе «слоя рефлективити» (слой с аномально высокими коэффициентами отражения сейсмических волн, сложной внутренней структурой, с надвиговыми элементами и контрастными акустическими границами). Наиболее яркое отражение слой находит на энергетическом разрезе (рис. 2, в). На восточном, наиболее погруженном, участке нижняя граница фундамента опускается до глубины 48 км (ПК 1600–1750 км), затем плавно поднимается на запад до глубины 39 км. На участке профиля ПК 1525–1540 км граница фундамента практически не отражается, так же как и нижележащая граница М. В районе ПК 1515 км, по западному крылу наклонного разлома, граница фундамента резко поднята до уровня 34 км и далее на запад контролируется серией полого наклоненных чешуй, поэтому имеет волнообразную морфологию, располагаясь на глубинах 36–39 км, характерных для Хандыгского блока кратона (рис. 2, а).

Комплексы кристаллического фундамента кратона на рассматриваемом участке профиля по сейсмическим характеристикам делятся на четыре блока (рис. 2, а). Для западных блоков (II-IV) характерно неравномерное, пятнистое распределение областей повышенного уровня отражающего сигнала и наклонные на запад вытянутые области с пониженным количеством отражающих площадок, наблюдаемые выше границы волновода – слоя пониженного уровня отражений (рис. 2, а, б). Блоки разделены разломами, также наклоненными на запад, лишь разлом, ограничивающий I блок, имеет восточную вергентность. В III и IV блоках достаточно надежно прослеживается нижняя граница волновода.

В I блоке комплексы фундамента отражаются относительно равномерным, на всю его мощность, распределением площадок с невысокой отражательной способностью, формируя наклоненную на восток клинообразную структуру длиной примерно 100 км и мощностью от 35 до 15 км в районе ПК 1760 км. Фронтальная граница фундамента выделяется дугообразной зоной сгущения отражательных площадок, расположенной в ромбовидной линзе сейсмической полупрозрачности (рис. 2, а, в). В тектоническом плане окончание комплексов кристаллического фундамента маркирует юго-восточную границу Сибирского кратона.

Отложения верхоянского терригенного комплекса, развитые на востоке рассматриваемого участка профиля 3-ДВ, образуют серию мощных, пологих надвигов и покровов, выполнение которых интенсивно тектонизировано. Об этом свидетельствует пятнистое расположение зон повышенного и пониженного уровня отражений, их разнообразные формы. Лишь на участке ПК 1725–1825 км на глубине от 5 до 15 км фиксируется наклоненный на восток блок, в котором сохранились элементы слоистой, складчатой структуры (рис. 2, а, б). Остальные участки развития верхоянского комплекса существенно переработаны, о чем говорят обширные области сейсмической полупрозрачности. За нижнюю границу распространения верхоянского терригенного комплекса принимается нижняя граница волновода, проходящая на уровне –20 км и опускающаяся от ПК 1850 км к клиновидному окончанию комплексов фундамента кратона до глубины более 40 км (рис. 2, а). Нижняя часть земной коры ВСНП на рассматриваемом участке профиля контрастно отличается как от вышележащих отложений верхоянского комплекса, так и от комплексов фундамента кратона. Наиболее ярко структура этого слоя проявлена в интервале ПК 1750–1910 км (рис. 2, б, в), где фиксируется нижнекоровая дуплекс-система, сложенная полого залегающими фрагментами океанической коры – хорсами, более детально рассмотренная в статье [Kungurtsev, Goshko, 2023]. Хорсы погружаются в западном направлении, пододвигаясь друг под друга, формируя характерный зубчатый тип границы М (рис. 2, а). Далее на запад этот слой коры погружается под окраину фундамента кратона на глубину 48–56 км. По сходству отображения в энергетическом разрезе и характерному строению, выраженному эшелонированной серией полого залегающих линзовидных чешуй со следами скольжения и погружения друг относительно друга в западном направлении, дуплекс-система прослеживается на запад до ПК 1250 км [Kungurtsev, Goshko, 2023]. На этом участке она формирует нижний слой земной коры платформы, подстилающий кристаллический фундамент. Наиболее наглядно это видно на основе классификации динамических характеристик разреза ОГТ по А.В. Петрову в программном комплексе КОСКАД-3D [Sal'nikov et al., 2014] на рис. 2, г. Слой нижней коры ВСНП, имеющий максимальные динамические характеристики (желто-розовый цвет) на востоке разреза, прослеживается в виде непрерывной полосы на запад под структуры фундамента платформы, надстраивая последний снизу. Мощность коры на описываемом участке на 5–10 км превышает мощность коры блоков платформы, расположенных западнее [Kungurtsev, Goshko, 2023].

С описанным строением земной коры Южно-Верхоянского сектора ВСНП согласуются данные по участку глубинного сейсмического разреза по профилю ГСЗ КРАТОН [Reference Geological and Geophysical Profiles..., 2013] (рис. 3). На профиле на границе Сетте-Дабана и Южно-Верхоянского синклинория фиксируется максимальное погружение границы М до глубины 46 км с наклоном под Сетте-Дабан (ПК 380 км), что соответствует поддвигу нижней коры ВСНП под кратон. В верхних горизонтах коры прилегающих структур кратона маркируется осадочный чехол (более 10 км), мощность которого увеличивается на восток, по аналогии с фиксируемым погружением фундамента по профилю 3-ДВ. На этот мощный осадочный чехол по достаточно пологому разлому (выходит на ПК 372 км) надвинуты структуры Сетте-Дабанcкой и Кыллахской зон. Серия верхнекоровых разломов в Южно-Верхоянском синклинории и Охотском террейне полого наклонена в сторону кратона, как и по геологическим данным [State Geological Map..., 2021а]. На разрезе ГСЗ в районе Якутского поднятия фундамента фиксируется увеличение мощности коры на те же 5–10 км (рис. 3), согласующееся с описанным выше поддвигом комплексов ВСНП.

Для Кыллахской зоны Южного Верхоянья профильные сейсморазведочные работы [Razvozzhaeva, Taltykin, 2023] подтвердили представления о сложном надвиговом строении зоны, уточнили общую мощность осадочного чехла, строение надвиговых пластин, положение детачментов, величины минимального смещения аллохтонов. Важно отметить, что на всех выполненных профилях мезозойских отложений Приверхоянского краевого прогиба в автохтоне надвигового пакета Кыллахской зоны не обнаружено. В примыкающих районах Алданской антеклизы по данным сейсморазведки [Obolkin, 2019; Gubin et al., 2022] уточнено строение крупной отрицательной структуры Усть-Майской (Улкано-Кыллахской) рифтовой зоны, которая ранее выделялась как Усть-Майский авлакоген. Зона выполнена отложениями PR1–R1 мощностью 2–3 км. В вышележащих отложениях, мощность которых моноклинально увеличивается на восток, рифтовая зона практически не находит отражения. Компиляционный разрез через центральную часть Кыллахской зоны и примыкающие структуры Алданской антеклизы, показывающий строение верхних горизонтов коры этих структур, приведен на рис. 4.

Для распространения полученных по сейсмическим профилям данных о глубинном строении земной коры на структуры Южного Верхоянья и прилегающие районы выполнено тектоническое районирование рассматриваемой территории. В основу районирования положена комплексная интерпретация геолого-геофизических данных с использованием методики, примененной ранее для всей Верхояно-Колымской складчатой системы [Kungurtsev, Goshko, 2023]. По результатам районирования определены глубинные границы кратонных структур, в основании которых залегает докембрийский кристаллический фундамент, и структур, образованных на коре Оймяконского океана. К первым относится юго-восточная окраина Сибирского кратона и Охотский террейн, ко вторым – центральная часть Южно-Верхоянского синклинория, разделяющая упомянутые структуры (рис. 5, 6, 7).

Погруженная граница платформенного фундамента – граница Сибирского кратона – находит достаточно слабое отражение в потенциальных полях в связи с тем, что окончания комплексов фундамента располагаются на глубине более 30 км под толщей пород верхоянского терригенного комплекса (см. рис. 2). На карте аномального магнитного поля (рис. 7, а) структуры кратона и ВСНП разделяет широкая полоса с отрицательными значениями поля, что можно объяснить большими глубинами расположения магнитоактивных объектов, намагниченность которых в этой зоне определяется минералами ильменитовой серии, имеющими невысокую магнитную восприимчивость [Mishin et al., 2022]. На Схеме гравитационных аномалий масштаба 1:2500000 из [State Geological Map..., 2013] граница фиксируется по восточному ограничению серии заливообразных аномалий с повышенным уровнем поля над структурами западной части Южно-Верхоянского синклинория, прилегающими к Сетте-Дабану, что увязывается с влиянием фундамента кратона, перекрытого надвиговыми комплексами ВСНП, сложным строением надвигового пакета и влиянием деструктивных зон (рис. 8, а).

Над погруженной границей фундамента кратона (ПК 1760 км) располагается описанный выше Южно-Верхоянский метаморфический пояс – линейная зона смятия и дислокационного метаморфизма (см. рис. 1) [Parfenov, Kuzmin, 2001]. В этой полосе также располагается серия северо-восточно-ориентированных разломов надвигово-сдвиговой кинематики [Prokopiev et al., 2018b]. Наиболее ярко погруженная граница отражается на детальной карте аномального магнитного поля (рис. 8, б), отделяя зону со слабыми вариациями магнитного поля над погруженной окраиной фундамента от области с повышенным уровнем поля и многочисленными положительными локальными аномалиями, маркирующими тела гранитоидов, развитых восточнее, что соответствует модели на рис. 2.

Яркое отражение граница кратона находит на скоростном сейсмическом разрезе по профилю 3-ДВ [Solovyev et al., 2014; Kashubin et al., 2018a] контрастной субвертикальной аномальной зоной пониженных (на 0.2–0.4 км/с) скоростей продольных волн шириной 30 км, прослеживаемой до глубины 35 км (рис. 9). Такое отражение логично увязывается с пересечением профилем на данном участке поперечно расположенного пояса смятия и дислокационного метаморфизма, в котором зоны наиболее высокого метаморфизма тяготеют к сдвиговым субдолготным разломам. Они фиксируются в виде полос повышенной деформации пород шириной 5–10 км, протяженностью десятки – первые сотни километров и описываются как зоны смятия [Prokopiev, Fridovsky, 1989]. Смену направления погруженной границы с северо-восточного на северо-западное (см. рис. 5) маркируют трещинные интрузии и дайки позднеюрской габбро-диоритовой формации, картируемые на северном фланге Нежданинского рудного поля [Parfenov, Kuzmin, 2001].

Погруженная северо-западная граница фундамента Охотского террейна в пределах Южного Верхоянья выделяется при районировании гравитационного поля (см. рис. 8). Центральная часть террейна, где обнажаются комплексы его фундамента, отражается региональной положительной аномалией. От этой аномалии в северном направлении прослеживаются локальные зоны повышенного уровня поля, вызванные влиянием погруженных комплексов фундамента террейна. Окончание этих зон фиксирует северную границу террейна. Над погруженной границей картируется серия средних и мелких гранитоидных массивов, а также она ограничивает крупные складчатые дислокации, развитые южнее, на опущенной поверхности фундамента террейна [State Geological Map..., 2013].

Учитывая прямолинейный характер разломов, ограничивающих погруженные окраины Сибирского кратона и Охотского террейна, их возникновение логично связать с этапом среднепалеозойского рифтогенеза на восточной окраине платформы (см. рис. 5, 6, 7). Геодинамические процессы на этих погруженных границах жесткого кристаллического фундамента во многом определили основные черты тектоники, глубинного строения и развития структур Южного Верхоянья в позднем мезозое.

Между рассмотренными кратонными структурами выделена Центрально-Верхоянская зона, объединяющая структуры внутренней области ВСНП с корой океанического типа в основании [Kungurtsev, Goshko, 2023]. Зона относится к структурам орогенного пояса на месте замкнувшегося океанического бассейна. Зоне соответствует спокойное магнитное поле с некоторым повышением его уровня до слабоположительных значений на северо-восток, согласующееся с меньшей глубиной залегания подстилающих комплексов океанической коры. На гравитационной карте зоне отвечает Сунтар-Хаятинская региональная отрицательная аномалия, отражающая максимальные мощности верхоянского терригенного комплекса (см. рис. 2, а; рис. 8). Волновые характеристики нижнего слоя коры зоны на профиле (ПК 1750–1900 км) соответствуют скоростям в третьем слое океанической коры (скорость продольных волн от 6.8 до 7.4 км/с и выше [Solov’ev et al., 2016]). По исследованиям [Kоuzin, 2019] «слой рефлективити» в нижней части консолидированной коры связан, прежде всего, с серпентинитовым слоем океанической коры, содержащим большое количество воды. Влияние процесса серпентинизации на породы нижней коры ВСНП подтверждается пониженными значениями плотности этого слоя, в пределах 2.85–2.95 г/см³ [Suvorov et al., 2023].

В прилегающей к Южному Верхоянью платформенной части кратона по результатам районирования оконтурены три региональные структуры: Якутское поднятие фундамента на севере и Батомгско-Майский горст-антиклинорий на юго-востоке с разделяющим их Усть-Майским прогибом (грабен-рифт). Первое имеет форму шестиугольника, ограниченного с севера и юга прямолинейными, субширотными разломами, прослеживаемыми до окраины кратона. Разломы выделяются по гравитационным ступеням, ограничивающим область повышенного уровня поля над поднятием (см. рис. 5, б). Глубина залегания фундамента в центре поднятия менее 500 м [Reference Geological and Geophysical Profiles..., 2013; State Geological Map..., 2021b] и увеличивается к его окраинам до 3–4 км (см. рис. 2, ПК 1450–1500 км, см. рис. 3). Усть-Майская рифтовая зона выделяется по отложениям верхнекарельско-нижнерифейского структурного яруса [Obolkin, 2019; Gubin et al., 2022] (см. рис. 4). Повышенные мощности чехла в зоне коррелируют с пониженным уровнем гравитационного поля. Зона имеет с-образную в плане форму, открываясь на севере в сторону Кыллахской зоны. Центральная часть рифтовой зоны имеет субмеридиональное простирание. Во внутренней структуре зоны выделяется серия более погруженных участков с глубиной до фундамента более 5 км. В центральных частях расположенного юго-восточнее Батомгско-Майского горста-антиклинория глубина залегания фундамента составляет менее 1 км [Obolkin, 2019].

Геодинамическая модель земной коры, построенная по сейсмическому разрезу профиля 3-ДВ с учетом данных потенциальных полей, и выполненное тектоническое районирование позволили выделить глубинные структуры региона, дать описание их внутреннего строения, условий образования и увязать с наблюдаемой поверхностной геологией. По сейсмическим данным надежно выделяется платформенный фундамент, полого погружающийся на восток, под складчатые структуры ВСНП (см. рис. 2). Окончание комплексов фундамента маркирует юго-восточную границу Сибирского кратона. Выполненное тектоническое районирование позволило проследить эту границу на юг, до структур Монголо-Охотского складчатого пояса, и на северо-запад в Западно-Верхоянском секторе форланда ВСНП (см. рис. 5, 6, 7). Предложенное положение границы Сибирского кратона опирается на надежные геофизические данные о глубинном строении земной коры рассматриваемого региона, в отличие от трактовок, упомянутых во Введении. Граница кратона существенно сдвинута на запад и располагается от Фронтальных надвигов на расстоянии от 50 до 130 км (см. рис. 5, 6, 7). Близкое место и контуры окончания комплексов фундамента кратона по профилю 3-ДВ приведены в статье [Kashubin et al., 2018b]. Аналогичная клиновидная форма окончания фундамента и обтекание его комплексами Байкало-Патомского складчатого пояса фиксируются на южной границе Сибирского кратона по профилю 1-СБ [Kungurtsev et al., 2025].

В дополнение к рассмотренной выше аргументации прохождения границы кратона приведем скоростной разрез продольных волн по профилю 3-ДВ по интерпретации авторов работ [Solovyev et al., 2014; Kashubin et al., 2018а] (рис. 9). На разрезе видна разница в строении земной коры Сибирского кратона и структур ВСНП. В обеих структурах в коре выделяются три слоя, но скоростные характеристики этих слоев резко различаются. Для структур кратона характерна повышенная мощность нижнего слоя и повышенные скорости продольных волн во всех трех слоях по сравнению с расположенными восточнее структурами ВСНП. Граница, на которой происходит скачок скорости продольных волн, расположена на восточной окраине Сетте-Дабана и выражена субвертикальным флексурообразным уступом, прослеживаемым через два верхних слоя до глубины 35 км. Продолжение этой границы не менее контрастно проявлено в подкоровом слое до глубины 70 км.

Из приведенного анализа глубинного строения земной коры по профилю 3-ДВ выделяются три фактора, создающие особую геодинамическую обстановку на границе кратона и ВСНП (см. рис. 2):

1) поддвиг нижнего слоя коры ВСНП на глубину до 60 км (а резкое, до 0.5 км/с, снижение скоростей сейсмических волн в подкоровом слое прослеживается под этой зоной до глубины не менее 70 км (рис. 9) [Solovyev et al., 2014; Kashubin et al., 2018а]), что привело к активизации вещества верхней мантии на данном участке;

2) инденторное воздействие края фундамента кратона, приведшее к расщеплению коры ВСНП, что вызвало аномальные температуру и давление в зоне их взаимодействия. На разрезе это отражается ромбовидной линзой сейсмической полупрозрачности (поглощения энергии волн) размером 50×50 км на глубине 30–50 км (ПК 1730–1780 км);

3) максимальное погружение хорса нижней коры ВСНП в мантию до глубины порядка 60 км и разрыв в прослеживании границы М на данном участке (ПК 1735–1750 км).

Влияние этих трех факторов вызвало активизацию флюидно-магматических систем в мантии и нижней коре на данном участке, которая в вышележащих комплексах отражается многочисленными зонами поглощения энергии волн, формирующими вертикальную, с расширением к поверхности, зону слабоинтенсивной сейсмической записи (см. рис. 2, а, б). Зона сформирована отдельными субвертикальными колоннами с характерным рисунком областей повышенного и пониженного сигнала дугообразной формы, расположенных одна над другой, что можно связать с восходящими флюидно-магматическими потоками. Такая интерпретация процессов на погруженной границе кратона увязывается с повышенным метаморфизмом вышележащих отложений верхоянского комплекса на западе Аллах-Юньского синклинория и проявлением интрузивного магматизма различного состава.

Еще одним независимым критерием оценки правильности предложенной интерпретации строения и тектонических процессов на окраине кратона является ее металлогеническая специализация. Над глубинной границей кратона на поверхности располагается Аллах-Юньская металлогеническая зона, в которой выделяются раннеорогенные и позднеорогенные месторождения золота. Раннеорогенные месторождения локализованы в Присетте-Дабанской полосе Южно-Верхоянского синклинория и образовались не позднее 155 млн лет [Fridovsky, 2023]. Более продуктивные позднеорогенные месторождения распространены восточнее и имеют возраст от 124–119 млн лет [Fridovsky, 2023] до 100–95 млн лет [Prokopiev et al., 2018а]. Такая возрастная миграция золотого оруденения логично увязывается с рассмотренными ниже этапами надвигообразования на окраине кратона и смещением на запад комплексов, вмещающих месторождения, образованные в раннеорогенный этап.

Полученная модель глубинного строения юго-восточной окраины Сибирского кратона предполагает, что нижняя кора и литосферная мантия ВСНП в позднем мезозое были пододвинуты под окраину кратона. Расстояние пододвигания можно оценить по данным распределения скоростей Р-волн в верхней мантии рассматриваемого региона [Jakovlev et al., 2012] (рис. 10). На глубине 100 км область низкоскоростных аномалий, отражающих пластичную литосферу, активно деформируемую тектоническими процессами, прослеживается внутрь юго-восточной окраины кратона примерно на 350 км, до средней части Якутского поднятия фундамента. Это совпадает с глубиной проникновения комплексов ВСНП, фиксируемых на профиле 3-ДВ [Kungurtsev, Goshko, 2023]. На глубине 220 км область низкоскоростных аномалий также фиксируется под краем кратона, смещаясь в сторону ВСНП до ПК 1450 км (рис. 10), т.е. нижняя кора и верхи литосферной мантии ВСНП формируют клиновидный вдвиг в окраину кратона вертикальной мощностью более 100 км. Поддвиг океанической коры Оймяконского океана под кратон также предполагает Л.Ф. Мишин с соавторами на основе анализа окислительно-восстановительных условий формирования мезозойских магматических пород Восточной Якутии [Mishin et al., 2022].

Предложенная интерпретация согласуется с данными, обобщенными в работе [Khain, Lomize, 2005], о том, что аккретируемые комплексы океанической коры могут пододвигаться под перекрывающую континентальную плиту на десятки и первые сотни километров, наращивая снизу мощность земной коры. Редкие проявления вулканизма свидетельствуют о том, что пододвигаемая плита не погружается в мантию. Это характерно для субдукции утолщенной океанской литосферы, сопровождаемой резким выполаживанием зоны субдукции [Zakharov et al., 2025]. В современной структуре почти третья часть общей протяженности субдукционных границ приходится на такие авулканические участки. В нашем случае утолщение океанической коры происходит за счет ее дуплексирования [Kungurtsev, Goshko, 2023].

Подобная фиксируемая на профиле 3-ДВ обстановка столкновения континентальной плиты с океанической для Северо-Западного сектора Тихоокеанского пояса описывается в статье [Mitrofanov, 2018], когда при столкновении плит жесткий гранито-метаморфический клин платформы рассекает по высокопластичному слою океаническую плиту. Ее верхняя упругая часть сминает осадочные отложения пассивной континентальной окраины, нижняя пододвигается и компенсационно деформирует образования нижней пластичной части континентальной плиты. Все это приводит к утолщению континентальной коры.

Предлагаемая в статье модель взаимодействия юго-восточной окраины Сибирского кратона и ВСНП близка строению коллизионного орогена Альп, где Адриатическая плита-индентор вдвигается по границе между нижней и верхней корой индентируемой Европейской плиты (рис. 11, б). Возможность такого же взаимодействия [Fuis et al., 1997] предполагается и для хребта Брукса Северной Аляски (рис. 11, а).

По аналогии с этими моделями закономерен вопрос: какой плите принадлежит «слой рефлективити», подстилающий комплексы архейского фундамента Сибирского кратона от ПК 1750 до ПК 1350 км (см. рис. 2, а). Учитывая увеличение мощности кратона на величину «слоя рефлективити» и его чешуйчатое строение на этом интервале, логично предположить, что он принадлежит пододвинутым комплексам нижней (океанической) коры ВСНП, которые нарастили снизу кору кратона по аналогии с орогенами Альп и Аляски.

Еще одна область проявления тектономагматической переработки коры выявляется на профиле 3-ДВ в пограничных с Южным Верхояньем структурах кратона, ограниченных в фундаменте блоком II. Эта область фиксируется на всю мощность коры конусовидной зоной с контрастными сейсмическими характеристиками, с крупными участками слабоинтенсивной сейсмической записи в средней коре (см. рис. 2, б–г, ПК 1460–1620 км). На глубинных уровнях зоне соответствует куполовидный подъем границы М до глубины 40 км. Такое строение коры объясняется изгибанием и погружением окраины фундамента кратона под тяжестью накапливавшихся осадков и давлением надвинутых коллизионных масс в обстановке нарастающего сжатия со стороны ВСНП. В результате в области максимального изгиба в жестком фундаменте появилась веерная система зон трещиноватости и повышенной проницаемости, а в нижней части коры возникли напряжения сильного горизонтального сжатия, приводящие в таких условиях, согласно [Kisin, Koroteev, 2017], к возникновению магматического очага. На разрезе такие очаги фиксируются в нижней части блока на глубине ниже 37 км областями сейсмической полупрозрачности в «слое рефлективити», подстилающем кристаллический фундамент платформы, и прослеживаются в подкоровом слое (см. рис. 2, а, в, ПК 1525–1575 км). На этом участке фиксируются перерывы в прослеживании границы М и «размытая» граница фундамента (см. рис. 2, а, б, г). Большая часть разогретого до пластического состояния вещества из очага выжимается вверх, в зону растяжения, что приводит к анатексису, высокоградиентному метаморфизму и метасоматозу в средних и верхних горизонтах коры [Kisin, Koroteev, 2017]. Результаты этих процессов ярко проявлены на скоростном разрезе, где данная зона отражается резким снижением скорости продольных волн до 5.2–6.3 км/с, прослеживаемым до глубины более 25–28 км [Suvorov et al., 2023]. На разрезе ОГТ в осадочном чехле над этой зоной (см. рис. 2, а, ПК 1440–1620 км) фиксируются несколько субвертикальных и послойных участков акустической прозрачности, связанных, по всей вероятности, с внедрением интрузий по раздвигам при изгибе (растяжении) верхних горизонтов коры кратона. Широкое проявление позднемелового интрузивного магматизма среднего субщелочного состава в верхних 5 км разреза на данном участке профиля 3-ДВ обосновано в работе [Polyansky et al., 2017]. Серия высокоинтенсивных положительных аномалий, образующих тектономагматическую кольцевую структуру (см. рис. 7, а, ПК 1400–1700 км), А.Е. Соболевым связывается с крупным базит-гипербазитовым массивом, оказавшим существенное влияние на металлогению северной части Сетте-Дабанской тектонической зоны [Sobolev, 1992].

Описанный механизм возникновения протяженных ослабленных зон повышенной проницаемости вдоль окраин платформы логично объясняет отрыв от последней узких протяженных блоков при среднепалеозойском рифтогенезе (Омулёвский, Приколымский блоки). Мощные толщи осадков, накопившиеся к этому времени, начиная с рифейских, прогнули окраины платформы и привели к возникновению в участах перегиба зон трещиноватости, повышенному тепловому и флюидному потокам из мантии, что облегчило отрыв при рифтогенезе узких краевых зон от платформы.

Сейсмический разрез по профилю позволяет также установить строение и понять механизм формирования Южно-Верхоянского синклинория, образованного как отраженная орогенная структура на окраине кратона. Нагрузка накопившихся осадков повышенной мощности и давление коллизионных масс в обстановке нарастающего сжатия со стороны ВСНП привели к прогибанию окраины кратона до глубины 30 км. Возникший большой угол наклона окраины при коллизионном взаимодействии с надвигающимися комплексами ВСНП привел к срыву платформенного чехла, скучиванию и дуплексированию комплексов на окраине кратона. Возникшая структура служила демпфером, обусловившим формирование перед ним мощного (более 30 км) орогенного комплекса Южно-Верхоянского синклинория, отражающегося на поверхности хребтом Сунтар-Хаята и одноименным региональным гравитационным минимумом (см. рис. 2, а, 8, а).

Составленная по профилю 3-ДВ геодинамическая модель позволяет расшифровывать тектоническую структуру всего орогенного пояса и определить этапы ее эволюции. Строение складчато-надвигового пакета центральной и южной части Южного Верхоянья (см. рис. 1) аналогично разрезу его северной части отличается только бóльшим продвижением надвигового пакета на платформу, соответственно, повышенным эрозионным срезом. Бóльшая амплитуда надвигания на юге и в центре Южного Верхоянья объясняется коллизионным давлением со стороны Охотского террейна, северная граница которого проходит на широте выхода Кыллахской зоны из-под Окраинного надвига (62° с.ш.) (см. рис. 1, 5). Севернее на окраину платформы оказывал удаленное воздействие Колымо-Омолонский супертеррейн, что выразилось в меньшей амплитуде надвигания и, соответственно, меньшем уровне эрозионного среза орогена. В связи с этим на профиле 3-ДВ, проходящем через северную часть Южного Верхоянья, нижний надвиговый блок – латеральный аналог Кыллахской зоны – не выведен на поверхность и располагается на глубине от 5 до 20 км. Это полностью согласуется с данными термохронологии [Malyshev et al., 2018], по которым амплитуда подъема и размыва во фронтальной части Кыллахской зоны составляет 5 км, в Горностахской антиклинали – 8–13 км и в Сетте-Дабанской зоне – более 15 км.

Время формирования надвиговых пакетов Южного Верхоянья также определяется по результатам трекового датирования циркона и апатита. Самые ранние датировки около 160 млн лет, полученные для Кыллахской зоны, фиксируют начало позднемезозойского надвигообразования в Южном Верхоянье и зеленосланцевый динамометаморфизм [Malyshev et al., 2018]. Эти тектонические события можно связать с заклиниванием зоны субдукции Уяндино-Ясачненской дуги в конце киммериджа – начале титона, в которую погружалась кора Оймяконского бассейна [Kungurtsev, Goshko, 2023]. Следующий этап надвигообразования и складчатости приходится на ранний мел в интервале 130–115 млн лет [Malyshev et al., 2018; Prokopiev et al., 2017]. С ним связано формирование складчатости и внедрение гранитных массивов в Аллах-Юньской зоне, надвигообразование и эксгумация аллохтонов в Кыллахской зоне. Из внешних тектонических событий с этим интервалом совпадает аккреция Охотского террейна в составе Удско-Мургальской дуги к Сибирскому кратону [Prokopiev et аl., 2018a; Tikhomirov et al., 2021]. Вхождение Охотского и Омолонского террейнов в состав Евразийской плиты в раннем мелу подтверждают и палеомагнитные данные [Didenko et al., 2002].

Более масштабное надвигообразование фиксируется в Кыллахской зоне в позднем мелу, в интервале 92–67 млн лет [Malyshev et al., 2018]. Этот возрастной интервал совпадает с коллизией Охотоморской плиты, которая заклинила зону субдукции под Охотско-Чукотским вулканоплутоническим поясом. По данным [Bogdanov, Dobretsov, 2002] это произошло в конце турона (90 млн лет), в работе [Yang, 2013] обосновывается интервал 79–77 млн лет. С последним интервалом коррелирует возраст «верхних платобазальтов» [Akinin, 2020; Tikhomirov et al., 2021], специфику которых связывают с возникновением мантийного «окна» при отрыве слэба [Yang, 2013]. Коллизия такой крупной структуры вполне может объяснить масштабные надвиговые процессы в Центральном и Южном Верхоянье сближением с Охотским кратонным террейном, располагавшимся на момент коллизии в структуре Охотско-Чукотского вулканоплутонического пояса. О движении Охотского террейна в северном направлении свидетельствует возникновение по его северной периферии дугообразной системы надвигов и взбросов, включая систему Кюбюменских грабенов. Инденторным воздействием со стороны Охотского террейна объясняется смена в рассматриваемый этап доминирующих направлений тектонических движений в Южном Верхоянье на северо-северо-западные и преобладание левосторонних сдвиговых деформаций на границе с платформой [Prokopiev, 1998; Parfenov, Kuzmin, 2001; Pavlovskaia et al., 2025]. Северный дрейф Охотоморской плиты и левосдвиговый характер ее западной границы в позднем мезозое подтверждаются палеомагнитными данными [Lebedev, 2023].

В предложенном варианте геодинамического развития Южного Верхоянья находят отражение обе основные точки зрения на его развитие [Parfenov, Kuzmin, 2001; Prokopiev et al., 2018а]. Формирование юго-восточной окраины Сибирского кратона в позднем мезозое обусловлено как коллизионным воздействием со стороны Колымо-Омолонского супертеррейна на первых этапах развития, так и влиянием на заключительных этапах субдукционно-коллизионных процессов со стороны Восточно-Азиатской активной континентальной окраины.

По результатам комплексной интерпретации геологических и геофизических материалов построена геодинамическая модель глубинного строения юго-восточной окраины Сибирского кратона и Южного Верхоянья. Предпринята попытка взаимоувязки позднемезозойских тектонических процессов, характера проявления магматизма и металлогении на базе построенной модели. Получены следующие основные выводы.

Авторы выражают благодарность рецензентам за ценные советы и замечания, позволившие улучшить восприятие материала статьи, а также В.Ю. Фридовскому за консультирование по металлогении золота региона и В.С. Гриненко за помощь в поиске геологических материалов по теме исследования.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.