СТРУКТУРА РУССКОГО АРКТИЧЕСКОГО ШЕЛЬФА

Vinogradov V.A., Gusev E.A., Lopatin B.G. Structure of the Russian Eastern Arctic Shelf, in R.A. Scott and D.K. Thurston (eds.) Proceedings of the Fourth International conference on Arctic margins, OCS study MMS 2006-003, U.S. Department of the Interior, 2006, p. 90-98, http://www.evgengusev.narod.ru/canada/vin.html

Введение
Шельф моря Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского морей и их переход к глубоководным бассейнам все еще находятся на очень ранней стадии геологического исследования. Все существующие батиметрические, магнитные, гравиметрические и геологические данные, включая мелкие скважины в области Новосибирских островов и глубокие скважины в американском секторе шельфа Чукотского моря были объединены в процессе компилирования Государственной Геологической Карты Российской Федерации в масштабе 1:1,000,000. Уровень наземных исследований сильно варьирует от одной области к другой, но даже в относительно хорошо изученных частях он остается недостаточным для однозначной характеристики геологической структуры и истории, особенно в местах, где геология фундамента отображена исключительно на основе геофизических работ и не может надежно коррелироваться с обнажениями на островах.

СТРАТИГРАФИЯ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА
На российской восточной арктической части шельфа выделяются две большие области - в Чукотском и Восточно-Сибирском морях с подстилающим основанием позднемезозойского и каледонского возраста. Граница между ними сложная, местами с наложением структур друг на друга, но может быть прослежена от Мыса Lisburne на западной Аляске на северо-запад по северному краю Дуги Геральда к 100-150 км к северу от острова Врангеля, и поперек Восточно-Сибирского моря к острову Вилкицкого к юго-западу от архипелага Де-Лонга.

Обе области характеризуются уникальным осадочным чехлом с разным стратиграфическим возрастом и по данным НСП и секции буровых скважин из северной Аляски по шельфу Чукотского моря. Grantz и др., 1975; 1982; и 1990 и Thurston и Theiss, 1987, идентифицировали два главных типа осадочного чехла. Они разделили осадочный чехол на 2 главных серии, Ellesmerian и Brookian, разделенные региональным нижнемеловым несогласием (LCU) в основании барремской (Barremian) стадии. Более поздние исследователи выделили третью серию в Чукотском море США - Rift Sequence (Шервуд и др., 2004), которая не отражена на карте 1:1 000 000, но может быть отчасти эквивалентна серии J-K1h. Эта серия подстилает Brookian и представляет собой начальную стадию открытия Канадского Бассейна. Вторая главная серия – позднедевонская – раннемеловая серия Ellesmerian, которая в основном найдена с каледонским фундаментом и определяется местонахождением к северу в области существующего сегодня Арктического Океана. Раннемеловые – каинозойские Brookian отложения распределены в обеих областях, перекрывая Ellesmerian серию на одних участках, а на других они перекрывают позднемезозойские складчатые породы фундамента.

Страты серии Ellesmerian легко отличаются по типу сейсмического рисунка на севере Чукотского бассейна, где их толщина достигает 7-8 км, и где полная толщина осадочного чехла не меньше чем 20 км. Grantz и др., 1975 и 1982 сообщил о присутствии более древних, возможно Franklinian или “Eoellesmerian” серий на севере Чукотского бассейна в основе покрытия Ellesmerian, но не ясно, каков же их возраст. Возможно это страта нижней Ellesmerian Endicott Group, обнаженная в некоторых грабенах, которая может достигать мощности в 7 км на севере Чукотского бассейна. “Дальморнефтегеофизика” разделяет осадочный чехол севера Чукотского прогиба на 7 сейсмических единиц, отделенных отражателями Ch-I-VII, коррелируемыми с отражателями, нанесенными на карту Thurston и Theiss (1987). Самый старший, базальный осадочный чехол существует к северу от северного Чукотского бассейна на основе драгирования нижнепалеозойских пород на континентальном склоне, на хребте Менделеева и на крутом восточном склоне Northwind Escarpment, где непрерывная стратиграфическая секция, начинается с кембрийских пород (Grantz и др., 1998). Подобные данные получены российскими исследователями на южной части хребта Менделеев, где были драгированы умеренно литифицированные терригенно-карбонатные породы, показывающие возникновение каолинитового цемента в песчаниках, которые палеонтологически датированы верхним силуром до нажнепермского возраст (Кабаньков и др., 2001).

На Восточно-Сибирском шельфе страты Ellesmerian серии были распознаны на БОЛЬШОМ сейсмическом профиле в 170 км к восток-северо-востоку от Новосибирских островов (Драчев и др., 2001). Здесь два отражателя “A” и “B” расположены ниже отражателя “B-1” (LCU). Страты между этими отражателями тонкие и обрезаны отражателем B-1 на севере (к поднятию Де-Лонга), но на юге они увеличиваются до 7 км в толщине. Помимо увеличения в толщине, есть увеличение деформации страт, которая постепенно становится более интенсивной, пока это не проявлено как довольно острый переход к акустическому фундаменту. Есть основание полагать, что этот переход серии Ellesmerian в состояние складчатости, что отмечает границу между позднемезозойскими и каледонскими областями фундамента.

Бурение на острове Новая Сибирь показало позднемезозойское основание (складчатые юрские терригенные породы) под плиоцен-четвертичными отложениями. Магнитные аномалии по острову Новая Сибиь схожи с аномалиями от включающих касситерит гранитов острова Большой Ляховский. Касситерит золотого прииска на острове Новая Сибирь и зерна молибденита и сфалерита в базальных плиоценовых слоях, лежащих над деформированными юрскими породами, подразумевают присутствие stanniferous гранитов в основании.

Каледонское основание обнажено на острове Генриетта как складчатый фундамент из вулканических и кластических пород с силлами, дайками и пропластами базальтов, андезито-базальтов и порфиритовых диоритов (Виноградов и др., 1974). Базальты и порфиритовые диориты, датированные калиево-аргоновым методом, показали возраст 310-450 МА, а порфировые диориты, датированные с использованием аргон-аргонового метода, находятся в интервале 400-440 МА. Фрагменты гнейсов, гранитов, кварцитовых пород и кристаллических сланцев в gritstone острова Генриетты свидетельствуют о том, что каледонские складчатые зоны основания в области возвышенности Де-Лонга включают блоки старшей консолидации. Свидетельством этих более древних пород является присутствие плоско-лежащих кембрийских и ордовикских страт на острове Benetta, но эти нижнепалеозойские породы не возможно коррелировать с выделенными на сейсмических профилях отраженных волн стратами, типичными для осадочного чехла на близлежащих морских профилях.

Grantz и др., 1975; 1990 и Thurston и Theiss, 1987, разделили серию Ellesmerian на две части: нижнюю и верхнюю Ellesmerian, разделенную пермским несоответствием (PU) в основе верхнепермских страт. В скважинах побережья Аляски самый верхний стратиграфический интервал – верхне-Ellesmerian серия и “PU” отражающий горизонт отбивают акустический фундамент, однако в глубоких депрессиях, где “PU” горизонт отделяет субпараллельные отражатели нижне и верхне Ellesmerian серии, это теряется.

В пределах серии Ellesmerian ниже группы Lisburne находится хорошо выраженный отражатель, идентифицированный как несогласие между группами Endicott (D3-C1) и Lisburne (C2-3). На южном склоне поднятия Де-Лонга присутствие пород группы Lisburne подтверждено драгированием, поднятые фрагменты содержали siliceous известняки с фауной C2-3 в неогеновых вулканитах острова Жохова.
Серия Brookian (баррем - каинозой) разделена на нижний Brookian (K1br-al) и верхний Brookian (K2-KZ). В интерпретации, основанной на сейсмическом анализе данных поперек всего восточного арктического шельфа от моря Лаптевых до Чукотского моря, предлагается разделить стратиграфическую секцию на меловую (K1br-K2) и каинозойскую. Нижняя серия много толще и характеризуется многочисленными пластическими и разрывными деформациями в результате фрагментирования топографии поверхности фундамента. Верхняя серия - непрерывные, но менее мощные отложения типа чехла. Они сейсмически прозрачны и не нарушены синдепозитиональной деформацией.

На Севере Чукотского Бассейна верхнемеловые страты с широко распространенными клиноформами достигают уровня независимых серий (Верхняя Brookian серия), отделенных от пород баррем-альба резким угловым несоответствием (Thurston и Theiss, 1987).


Море Лаптевых
Новые данные многоканального сейсмопрофилирования Морской Арктической Геологической Экспедиции МАГЭ и др., показывают что осадочный чехол на шельфе моря Лаптевых непрерывен от Оленекского Залива до Залива Buor-Khaya (Драчев и др., 1998; Воноградов и Драчев, 2000; Гусев и др.,2002). Это выводится из меловых и каинозойских страт, депонированных поверх складчатого раннемелового основания и более древних пород.

На сейсмическом профиле по Хатангскому заливу есть резкое изменение в характере складчатости в позднемезозойском фронте складчатости и оно может быть прослежено от восточного побережья острова Большой Бегичев к мысу Цветков на юго-восточном побережье Таймыра (Виноградов и Драчев, 2000). Горизонтальные сейсмические отражатели, типичные для толстого осадочного слоя северного фланга Сибирской Платформы резко закончиваются на этой границе. В северо-восточном конце сейсмического профиля отражения имеют хаотический характер и выглядят словно акустический фундамент. Поэтому можно предположить, что серии чехла Сибирской Платформы не продолжаются в море Лаптевых за пределами Хатангского залива моря Лаптевых представляет собой часть мезозоид северо-восточной России.

Существуют различия между западными и центральными частями моря Лаптевых с одной стороны, и его восточной частью с другой стороны В восточной части главная стадия складчатости связана с раннемеловым временем, потому что имеются захороненные угленосные молассовые породы апт-альба на острове Котельный поверх смятых палеозойских и мезозойских формаций с резким несогласием. На центральной и западной части шельфа моря Лаптевых добавлены рифтогенные процессы на заключительной стадии раннемеловых деформаций, заканчивающейся слабой деформацией фундамента, захораниваемого при формировании рифта.


Позднемеловая осадочная и стратиграфическая история шельфа моря Лаптевых характеризуется интенсивной денудацией области к северо-востоку от дельты Лены, что выражено присутствием продуктов эрозии в стратах палеоцена из гранитовых батолитов, отложенных в конце раннего мела до позднего мела. Другие свидетельства глубокого эрозионного среза и выветривания коры имеются в заливе Тикси, где отложения палеоцена, включая кварцевые siltstones, покрывают зеленосланцевый Верхоянский набор. Если считать эти области подъема и принять глубины местоположения гранитных интрузий до 3 км, то объем разрушенных пород по северо-востоку Россия в течение позднего мела может составить до 6.5 млн км3. Почти 7.5 млн. км3 осадков было отложено на смежном шельфе, континентальном склоне и в Евразийском Бассейне.

Неподвижная стадия расположена между мезозойскими и каинозойскими проявлениями палеоценовой фации пенепленизации в областях Залива Тикси, Яно-Индигиркской низменность, и в области Новосибирских островов. На сейсмических записях эта граница выражена высоким контрастным отражением, представляющим региональное несогласие между верхнемеловыми стратами. Эти страты показывают многочисленные отражатели, которые идентифицируют синдепозициональную деформацию, заполняя рифтовые грабены, а над ними лежат непрерывные сейсмически "прозрачные" страты палеоцена.

СТРУКТУРНЫЕ ОБЛАСТИ
Структура осадочного покрытия восточного арктического шельфа России представляет собой ансамбль больших бассейнов и повышений, которые отделяют зоны постоянных депрессий типа Лаптевоморского бассейна, Ново-Сибирская Система горстов и грабенов, Чукотско-Восточно-Сибирский бассейн, поднятие Де-Лонга и ряд периокеанических депрессий по краю шельфа.

Лаптевоморский бассейн занимает центральные и западные части моря Лаптевых. Ширина бассейна примерно 400 км в его северном конце у континентального склона, и менее 100 км к юго-юго-востоку в области залива Buor-Khaya. На юге и западе Лаптевоморский бассейн ограничен гористыми складчатыми мезозоидами, а на востоке Лаптевоморским разломом, который отделяет бассейн от Ново-Сибирской системы горстов и грабенов. Внутренняя структура Лаптевоморского бассейна достаточно сложна из-за многочисленных разломов, подъемов и трогов. Осадочные страты достигают мощностей в 10-12 км в трогах и утоншаются до 5-6 км по горстам.

Ново-Сибирская система горстов и грабенов простирается от континента до края шельфа между Лаптевоморским и Чукотско-Восточно-Сибирскими бассейнами, достигая ширины в 600 км на юге и приблизительно 400 км на севере. В целом это область воздымания с уменьшенным и прерывистым осадочным покровом, за исключением Новосибирского и Анизинского грабенов, где осадочный чехол наиболее толст. Структурное выражение западных и восточных склонов Ново-Сибирской системы различное - западный склон сильно рассечен горстами и грабенами, а восточный довольно плавный, с редкими грабенами. Осевая зона Ново-Сибирской системы может быть расценена как субмеридиональный горст, который является прямым продолжением хребта Ломоносова, обнаженного по этой длине. Западный склон хребта Ломоносова также рассечен многочисленными горстами и грабенами, а восточный склон относительно плавный, с редкими грабенами. Это сходство между Ново-Сибирской системой и хребтом Ломоносова предполагает, что они являются частью трансрегиональной положительной тектонической особенности, которая прослеживается от континента через шельф к арктическому океаническому бассейну. Осевая зона этой трансрегиональной особенности прослежена далее на земле в Яно-Индигирской низменности в виде ряда поднятий фундамента, включающих несколько гранитных массивов мелового возраста, все вместе называется Чохчуро-Чехурдахским (Chokhchuro-Chekurdakhsky) рядом.

Чукотско-Восточно-Сибирский бассейн - наибольшая структурная область восточно-арктического шельфа. Она тянется в широтном направлении более чем 1300 км, расширяясь от 450 км на западе до 900 км на востоке (в американском секторе Чукотского моря). С запада бассейн ограничен Ново-Сибирской системой горстов и грабенов, с севера – поднятием Де-Лонга, с юга гористыми мезозоидами северо-востока России. Прибрежная низменность - часть южного фланга бассейна. На востоке, на Аляске, бассейн ограничен на юге дугой Геральда, холмами Lisburne и хребтом Брукса, а на севере - Barrow Arch.

На основании возраста фундамента бассейн можно разделить на северную и южную части. Северная область подстилается каледонским основанием, южная – поздним мезозоем. Области отделены большими крутыми разломами. В северной области на северо-востоке шельфа России две глубоких депрессии –Жоховская и Северо-Чукотская разделены по 174 о зап. долготы Яннецким (Jannetsky) поперечным подъемом.

Жоховская депрессия простирается на 600 км с востока, где она имеет ширину в 200 км на запад, где постепенно сужается и исчезает в граничной зоне между Ново-Сибирской системой горстов и грабенов и поднятием Де-Лонга. Верхнепалеозойские-кайнозойские страты в осевой зоне депрессии достигают 10-12 км в толщине.

Северно-Чукотский бассейн в пределах российского шельфа также прослеживается на 600 км и его ширина изменяется от 250 км на востоке до 160 км на северо-западе. Этот бассейн известен своей большой осадочной толщине. На сейсмических записях акустическое основание надежно обозначено на глубине 18 км. Бассейн имеет асимметричную структуру с южным флангом, опускающимся более круто, чем северный фланг. Северный фланг и ось бассейна пересечены поперечным Андриановским поднятием по мередиану 170º. Подъем - до 3000 м над рельефом баррем-альб страт (LCU), но он не выражен в верхах верхнемеловых страт (mBU). Двадцать-двадцать пять км на севернее осевая зона Северно-Чукотского бассейна перемещается на более молодые страты.

Северно-Чукотский бассейн рассечен субширотными и более молодыми субмеридиональными разломами. Субширотные разломы часто связаны с полуграбенами на южном фланге бассейна. Субмеридиональные разломы рассекают верхнемеловые породы и связаны с грабенами и горстами, который выражены на морском дне. На севере бассейн ограничен дугообразным Северо-Чукотским поднятием, которое тянется на запад-северо-запад до 500 км и изменяется от 50 до 75 км по ширине. К северо-западу Северо-Чукотское поднятие сливается с юго-восточным флангом поднятия Де-Лонга, а на востоке-юго-востоке, вероятно, с Barrow Arch. Стратиграфическая толща над Северкотским поднятием оценена в 6-7 км.

Южная часть Чукотско-Восточно-Сибирского бассейна отличается от его северной части преобладанием субмеридионального тренда структур, унаследованного от позднемезозойского фундамента. Структуры с субширотным простиранием типа дуги Геральда, типичные для северной части, частично сохранились только на Чукотском шельфе с тонким осадочным чехлом и проекцией фундамента (остров Врангеля;), и на юге Чукотской депрессии с 4-6 км перекрывающими стратами мела-кайнозоя.

По большей части Восточно-Сибирского шельфа структурная тенденция выявляет преобладающее субмеридиональное простирание с симметричными особенностями. Осевая зона структурного ансамбля характеризуется Melvillian грабеном, где апт-каинозойские страты достигают 10 км мощности. Этот грабен является зоной растяжения (экстенсии) между Чукотским поднятием и Восточно-Черской областью и затем снова приобретает особенности понижения Южно-Денбарского (Denbarsky) и Амбарчикского (Ambarchiksky) грабенов. Зоны разломов фундамента, ответственные за происхождение этих структур, простираются на север, рассекая депрессию Жохова и возвышенность Де-Лонга. Очень вероятно, что приграничная часть Восточно-Сибирского шельфа имеет рифтогенную природу, подобную Лаптевоморскому бассейну.

Поднятие Де-Лонга имеет блокоподобную округло-до треугольной форму, удлиненную в западном-северо-западном направлении до 800 км. Это образование до 400 км шириной на западе сужается на востоке до 150 км и в основном закрыто тонкими (менее 1 км) мел-каинозойскими отложениями мантийного типа с несколькими проекциями каледонидов и, вероятно, более старых пород. На склонах поднятия Де-Лонга покрытие в 3-4 км мощности наложено на мезозойские и палеозойские страты. Поднятие рассечено разломами и ограничено грабенами и горстами.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ
1. структура осадочного чехла Восточной части шельфа Арктических морей России сформирована в две стадии, которые закончились двумя структурными тенденциями и связанными с ними тектоническими особенностями. Граница времени между этими стадиями находится в баррем-апте. В старшей стадии преобладали субширотные тенденции, а в более молодой - субмеридиональные.
2. старшаие субширотные зоны было вызвано структурными особенностями фундамента, тогда как более молодые субмеридиональные зоны появилось в результате уникального океана и рифтогенным процессам на шельфе. Структурные элементы арктического океана, такие как Евразийский бассейн, хребет Ломоносова, поднятие Менделеева и Чукотский бассейн в основном выражают продолжения структур шельфа под осадочным чехлом.
3. другие важные родственные связи между океаном и шельфом - положение толстой линзы Нижнебрукской серии в Северо-Чукотском бассейне только напротив Чукотского бассейна в арктическом океане, между поднятием Менделеева и Чукотским плато.
Активные процессы рифтогенеза, начатые одновременно по всему восточно-арктическому шельфу в раннем мелу и закончившиеся к началу каинозоя и активный тектогенез мигрировали в течение времени к арктическому океану. В каинозое на границе шельф-океан были сформированы периокеанические (perioceanic) депрессии, тогда как на шельфе в неподвижной окружающей среде был депонирован тонкий и непрерывный осадочный чехол.


ИСТОЧНИКИ
1. Drachev, S.S., Savostin, L.A., Groshev, V.G. and Bruni, I.E., 1998. Structure and geology of the continental shelf of the Laptev Sea, Eastern Russian Arctic. Tectonophysics, №298, p. 357–393.
2. Drachev, S.S., Elistratov, A.V., and Savostin, L.A., 2001. Structure and Seismostratigraphy of the East Siberian Sea Shelf along the Indigirka Bay-Jannetta Island Seismic Profile. Transactions (Doklady) of the Russian Academy of Sciences/Earth Science Section, 2001, Vol. 377, № 3, March-April, p. 293. (in Russian).
3. Franke, D. and Hinz, K., 1999. Lapseis: Untersuchungen zur Neotektonik in der Laptev-See, Ostsibirischen See und auf dem angrenzenden NE-Sibirischen Festland mit Seismologischen Breitbanddaten. EndBericht uber die arbeiten der BGR zum project. 122 p. (in German)
4. Grantz, A., Holmes, M.L., and Kososki, B.A., 1975. Geologic framework of the Alaskan continental terrace in the Chukchi and Beaufort Seas. – In: Canada`s continental margins and offshore petroleum exploration: Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir 4, p.669-700.
5. Grantz, A, Dinter, D. A., Hill, E. R., Hunter, R. E., May, S. D., McMullin, R. H., and Phillips, R. L., 1982. Geologic framework, hydrocarbon potential, and environmental conditions for exploration and development of proposed oil and gas lease sale Sale 85 in the central and northern Chukchi Sea: U.S. Geological Survey Open-File Report 82-1053, 84 p., 30 figs.
6. Grantz, A., May, S.D., and Hart, P.E., 1990. Geology of the Arctic Continental Margin of Alaska. - In: The Arctic Ocean Region. The Geology of North America. Volume L. p. 257-288.
7. Grantz, A., Clark, D.L., Phillips, R.L. et al., 1998. Phanerozoic Stratigraphy of Northwind Ridge, Magnetic anomalies in the Canada basis, and the geometry of rifting in the Amerasia basin, Arctic Ocean. Geological Society of America Bulletin, Iuni. v. 110, no.6, pp. 801-820.
8. Gusev, E.A., Zayonchek, A.V., Mennies, M.V., Rekant, P.V., Roudoy, A.S., Rybakov, K.S., and Chernyh, A.A., 2002. The End of the Gakkel Ridge In The Laptev Sea. – In: Geological-geophysical features of the lithosphere of the Arctic Region. St. Petersburg, VNIIOkeangeologia, № 4, p. 40-54 (in Russian).
9. Hinz, K., Delislande, G., Cramer, B., Franke, D., Fieguth, U., Lindemann, F., Neben, S., Tostmann, H. and Zeibig, M., 1997. Cruise report: marine seismic measurements and geoscientific studies on the slope and shelf of the Laptev Sea and East Siberian Sea / Arctic with M.V. «Akademik Lazarev», I.V. «Kapitan Dranitsin», Preliminary scientific results. – BGR-Report, №116.693, 161 p.
10. Kaban’kov, V.Ya., Andreeva, I.A., and Ivanov, V.L., 2001. Dropstones in bottom sediments from Mendeleev Rise (Arctic Ocean), and its significance for geodynamic position. Geology of seas and oceans. XVI Marine School. Abstracts. Vol. 2. Moscow. p. 32-33 (in Russian).
11. Roeser, H.A., Block, M., Hinz, K. and Reichert, C., 1995. Marine Geophysical Investigations in the Laptev Sea and the Western Part of the East Siberian Sea. Berichte zur Polarforschung №176, p. 367-377.
12. Sekretov, S.B., 1998. Petroleum Potential of Laptev Sea Basins: Geological, Tectonic and Geodynamic factors. Polarforschung 68, p. 179-186.
13. Sekretov, S.B., 1999. Eurasian Basin – Laptev Sea Geodynamic System: Tectonic and Structural Evolution. Polarforschung 69, p. 51-54.
14. Sekretov, S.B., 1999. Northwestern Margin of the East Siberian Sea: Structure, Sedimentary Basin Development and Hydrocarbon Possibilities. Polarforschung 69, p. 155-162.
15. Sekretov, S.B., 1999. Southeastern Eurasian Basin Termination: Structure and key episodes of tectonic history. Polarforschung 69, p. 251-257.
16. Sherwood, Kirk W., Peter P. Johnson, James D. Craig, Susan A. Zerwick, Richard T. Lothamer, Dennis K. Thurston, and Sally B. Hurlbert, 2002. Structure and Stratigraphy of the Hanna Trough, U.S. Chukchi Shelf, Alaska in: Miller, E.L., Grantz, A., and Klemperer, S., eds. Tectonic Evolution of the Bering Shelf-Chukchi Sea-Artic Margin and Adjacent Landmasses Geological Society of America Special Paper 360, 8p.
17. Thurston, D.K. and Theiss, L.A., 1987. Geologic report for the Chukchi Sea Planning Area, Alaska. United States Department of the Interior Minerals Management Service. Outer Continental Shelf Report 87-0046, 193 p. Anchorage, Alaska.
18. Vinogradov, V.A., Gaponenko, G.I., and Rusakov, I.M., 1974. Tectonics of East Arctic Shelf of the USSR. NIIGA reports, Vol. 171, Leningrad, NEDRA, 144 p (in Russian).
19. Vinogradov, V.A. and Drachev, S.S., 2000. Tectonic nature of the basement of East Laptev Shelf. Transactions (Doklady) of the Russian Academy of Sciences/Earth Science Section, Vol. 372, № 1, p. 72-74. (in Russian).

source