РАСПРОСТРАНЕНИЕ КАЙНОЗОЙСКОГО ЧЕХЛА НА БАРЕНЦЕВОМОРСКОМ ШЕЛЬФЕ МЕЖДУ АРХИПЕЛАГАМИ ШПИЦБЕРГЕН И ЗЕМЛЯ ФРАНЦА-ИОСИФА

Е.Е. Мусатов

 

УДК 551.77(268.45-17)

ВНИИОкеангеология, Санкт-Петербург

 

Скачать pdf

 

  

Рассмотрены мощности палеогеновых, неогеновых и четвертичных отложений на архипелагах Шпицберген, Земля Франца-Иосифа и прилегающем шельфе и континентальном склоне. Составлены карты мощностей неоген(?)-четвертичных и позднеплейстоцен-голоценовых (поздне-, послеледниковых) осадков северной окраины Баренцевоморского шельфа. Доказывается существование в кайнозое обширной области сноса в северной части Баренцевоморской плиты. На заключительных стадиях неотектонического этапа эта система приокеанических поднятий подверглась рифтогенной деструкции параллельно со спредингом в Евразийском и Норвежско-Гренландском океанических суббассейнах.


 

Кайнозойский чехол северной периферии Баренцевоморского шельфа был сформирован на протяжении синокеанической стадии развития континентальной окраины [Геологическое строение…, 1984; Погребицкий, 1984] параллельно с раскрытием спрединговых Норвежско-Гренландского [Eldholm & Talwani, 1977] и Евразийского [Устрицкий, 1990; Elverhoi & Solheim, 1983] океанических суббассейнов. Поэтому исследование мощностей кайнозойских отложений имеет важное значение для решения научных и прикладных геолого-тектонических проблем этого наименее изученного региона Западной Арктики.

В ходе совместных российско-норвежских исследований на НИС «Геолог Ферсман» в 1992 г . кайнозойские отложения изучались комплексом геолого-геофизических методов: одноканальным сейсмическим профилированием с источником из двух пневмопушек и приемников в виде сейсмокосы активной длиной 7.5 м , с фильтрацией данных в диапазоне частот 70-500 Гц и разрешающей способностью 4- 5 м ; геоакустическим профилированием (эхолотированием) с помощью набортного профилографа М-140 с частотой излучения 5.6 кГц и разрешающей способностью 0.3- 0.4 м ; донным опробованием ударной грунтовой трубкой длиной 5 м , диаметром 128 мм и дночерпателем «Океан-0.25», а также подводным фотографированием. Это позволило изучить кайнозойские отложения и верхнюю часть мезозойского чехла до глубин первого кратного отражения (350- 450 м ) и определить мощности молодых осадочных образований региона.

Кайнозойские отложения залегают на севере Баренцевоморского региона с глубоким размывом и резким угловым несогласием [Гуревич, Мусатов, 1992; Мусатов, 1990; Solheim & Kristoffersen, 1984] на различных типах горных пород возрастом от докембрия на востоке Свальбарда до нижнего мела [Мусатов Е.Е. и Ю.Е., 1992; Antonsen et al., 1991; Elverhoi & Lauritzen, 1984], которые под прерывистым плащом молодых осадков (рис. 1) выходят на морском дне. Кровля коренных пород отождествляется на сейсмограммах [Лопатин и Мусатов, 1992; Мусатов, 1989; Zarkhidze et al., 1991] с опорным отражающим горизонтом Д. Иногда в мульдах крупных синклиналей (прогиб Ольги, Северо-Баренцевская впадина) ниже этого рефлектора фиксировались пологие депрессии карманообразного типа, выполненные осадками мощностью до 100- 150 м , с косослоистой либо горизонтально-стратифицированной сейсмозаписью. Подошва их совпадала с отражающим горизонтом Г2, соответствующим кровле апт-альбских пород [Баренцевская…, 1988], а возраст по положению в разрезе условно датировался поздним мелом - палеогеном нерасчлененными. Эти осадки сформировались в эпоху регионального воздымания шельфа [Зархидзе и Мусатов, 1989], когда в связи с пост-раннемеловым «аплифтом» северной периферии Баренцевоморской плиты там формировались маломощные континентальные образования лимно-аллювиального генезиса [Zarkhidze et al., 1991], а эрозионный срез достиг кровли юрских и даже триасовых пород [Мусатов, 1989; Bjorlykke et al., 1978].

Рисунок 1

Уникальные периокеанические прогибы развивались в палеогене на о. Западный Шпицберген: в Центральном бассейне там установлены палеоценовые аргиллиты, алевролиты и песчаники баренцбургской и колесбухтинской свит мощностью до 500 м , эоценовые морские алевро-аргиллиты, песчаники, гравелиты и конгломераты грумантской, холлендердаленской, фрюшаодденской и коллиндердаленской свит общей мощностью свыше 1.5 км и олигоценовые маломощные континентальные осадки стурвольской свиты [Лившиц, 1973]. В прогибе Форлансуннет, где источником сноса в палеогене служили интенсивно размываемые каледониды горста Западного Побережья, разрез начинается с пестроцветных конгломератов эоценовой сельвогенской свиты мощностью свыше 1 км , перекрываемых более тонкозернистыми осадками сессхегдинской, рейнгардлюнтенской и крокодилленской свит; в олигоцене там накопились флишоидные толщи мощностью свыше 2 км , объединяемые в маршэйскую свиту [Баренцевская…, 1988; Лившиц, 1973]. Характер палеогеновой седиментации в этих периокеанических прогибах определялся высокой тектонической мобильностью бассейнов, их небольшими размерами и интенсивными погружением параллельно со спредингом в Норвежско-Гренландском суббассейне; терригенный снос осуществлялся в юго-западном направлении из возвышенных северо-восточных районов Свальбарда и с севера, где существовали реликты [Погребицкий, 1984] обширной области сноса или геотумора, испытавшего рифтогенную инверсию в позднем мелу и кайнозое.

Юго-западнее, в Медвежинском и Нордкапском желобах, рассекающих континентальный склон Норвежско-Гренландского суббассейна, в палеогене также существовали морские условия, и в толще осадков мощностью до 1 км [Баренцевская…, 1988; Геологическое…, 1984] там установлены два сейсмических горизонта. На самом континентальном склоне и в районе прогиба Атка установлены мощные (до 1.5 км ) клиноформные тела бокового наращивания возрастом от среднего палеоцена до среднего олигоцена, причем синрифтовый комплекс датируется ранним олигоценом [Батурин, 1987]. Характер распространения палеогеновых пород в регионе заставляет предполагать три типа достаточно узких и мобильных бассейнов на континентальной окраине: периокеанические прогибы Центрально-Шпицбергенский и Форлансуннет, параллельные материковому склону, краевые грабен-желоба Медвежинский, Нордкапский и, возможно, Франц-Виктория, ортогональные континентальному склону, и субокеанические прогибы материкового подножья (Атка). Вся остальная часть зоны перехода между архипелагами представляла собой в палеогене эродируемую сушу с локальной седиментацией озерно-болотных и аллювиальных осадков.

В неогене континентальный режим продолжал господствовать на всей площади шельфа между Шпицбергеном и Землей Франца-Иосифа. Лишь на о-ве Гофмана известны морские миоценовые алевро-аргиллиты с аномально теплолюбивыми спорово-пыльцевыми комплексами [Геологическое…, 1984]. На материковых склонах продолжалось их проградационное наращивание, и мощность осадков между региональными поверхностями несогласия позднего олигоцена и позднего миоцена достигает 1.5 км [Батурин, 1987]: в миоцене там накапливались турбидиты (до 1.2 км ), а в позднем миоцене-плиоцене в разрезе помимо осадков мутьевых потоков присутствуют уже ледниково-морские отложения. На шельфе неогеновые образования выполняют древнейшие речные палеоврезы с глубинами тальвегов до -500- 600 м [Мусатов, 1989]; но в южных частях Баренцевоморской плиты и на Печорской плите плиоценовые морские и ледово-морские осадки [Гриценко и Крапивнер, 1989] формируют обширные покровы мощностью до 100- 150 м [Зархидзе и Мусатов, 1989]. Это позволяет воссоздать палеогеографическую ситуацию, когда терригенный материал в неогене переносился реками из области сноса в северной периферии плиты на юг, где существовали внутриконтинентальные бассейны.

Максимальных значений мощности четвертичных образований достигают на материковом склоне Норвежско-Гренландского суббассейна (0.2- 1.35 км ). На шельфе мощности плейстоценового чехла были установлены ранее российскими геологами для южных частей [Арктический…, 1987; Гуревич и Мусатов, 1992; Мусатов, 1989; Мусатов Е.Е. и Ю.Е., 1992; Circumpolar map…, 1991] и норвежскими учеными для западной периферии [Elverhoi & Solheim, 1983a; 1983b; Kristoffersen et al., 1984; Solheim & Kristoffersen, 1984; Soloheim et al., 1988; Vorren et al., 1988] плиты. На рис. 2 приведена карта мощностей четвертичного покрова северной части Баренцевоморского шельфа, впервые составленная в масштабе 1 : 1 000 000 по материалам нескольких тысяч км непрерывного сейсмоакустического профилирования. Обычно четвертичные осадки не превышают по мощности 5- 15 м , а в пределах подводных возвышенностей и удаленных от источников сноса впадин и желобов обнажаются коренные породы. Слабый батиметрический контроль распределения мощностей характерен лишь для унаследованно погружающихся в новейшее время депрессий прогибов Ольги, Зюйдкапского, Северо-Баренцевской впадины. В краевых грабен-желобах Франц-Виктория, Британского Канала и Святой Анны в ряде случаев минимальные мощности новейших осадков характеризуют наиболее погруженные участки. Нередко на вершинах подводных поднятий мощности четвертичного чехла увеличиваются до 30- 40 м на участках развития конечных морен [Матишов, 1984; Elverhoi & Solheim, 1983a; Solheim et al., 1988], представленных песчано-глинисто-алевритовыми диамиктонами с грубообломочным материалом.

Рисунок 2

На Шпицбергенском шельфе наибольшие мощности верхнекайнозойских отложений характеризуют северное продолжение пролива-грабена Хинлопен (50- 150 м ). В осевых частях Зюйдкапского прогиба и крупнейших фиордов величины новейшего покрова не превышают 10- 25 м . В прогибах Ольги и Эрика Эрикссона мощность четвертичных осадков колеблется от 5 до 20 м , увеличиваясь в пределах палеодолин до 50 м (возможно, за счет наращивания снизу из-за присутствия неогенового аллювия). Близ островов и на подводных возвышенностях Медвежинско-Надеждинской и Персея на дне чаще всего обнажаются мезозойские породы, перекрытые маломощным плащом (до 15- 10 м ) донных морен. Такие же мощности верхнекайнозойского чехла характеризуют шельф Земли Франца-Иосифа, где даже в желобе Франц-Виктория они не превышают 5- 10 м , за исключением отдельных карманообразных впадин в кровле коренных пород, выполненных акустически прозрачными ледниково-морскими (до 40 м ) осадками. На крутых склонах базальтовых плато, формирующих острова и подводные возвышенности, четвертичные образования отсутствуют.

На обоих архипелагах развиты лишь верхнеплейстоценовые гляциальные и морские межледниковые осадки мощностью до 5- 20 м [Circumpolar map…, 1991; Zarkhidze et al., 1991]. Логично допустить, что значительный объем нижне- и среднеплейстоценовых отложений был уничтожен ледниковой экзарацией во время покровного [Гросвальд, 1983; Матишов, 1984; Bjorlykke et al., 1978; Elverhoi & Solheim, 1983a] или полупокровного [Дружинина и Мусатов, 1992; Зархидзе и Мусатов, 1989; Мусатов Е.Е. и Ю.Е., 1992] поздневюрмского оледенения, распространявшегося на шельф из локальных центров в районах островов и осушенных банок [Матишов, 1984; Solheim & Kristoffersen, 1984]. Значительные (до 100- 200 м ) мощности четвертичных осадков в южных частях Баренцевоморского шельфа [Гриценко и Крапивнер, 1989; Гуревич и Мусатов, 1992; Мусатов, 1989] заставляют предполагать существование обширной области сноса в северной периферии плиты вплоть до заключительных стадий неотектонического этапа. В эпоху последней регрессии в глубоких краевых желобах сохранялись ледово-морские условия седиментации: непрерывные разрезы гляциально-морских осадков верхнего плейстоцена-голоцена [Дружинина и Мусатов, 1992] опровергают гипотезу гигантского панарктического оледенения с центром на шельфе [Гросвальд, 1983] и свидетельствуют в пользу модели умеренного растекания материкового льда [Матишов, 1984; Zarkhidze et al., 1991].

С началом послеледниковой трансгрессии на шельфе сформировался плащ обводненных текучепластичных гляциально-морских и морских осадков, характеризующихся на геоакустических профилях горизонтальнослоистой и акустически прозрачной сейсмозаписью и представленных алеврито-глинистыми илами во впадинах и прогибах и преимущественно песками на поднятиях и близ островов. Подошва этих образований на эхограммах отождествлялась с отражающим горизонтом Е1 [Лопатин и Мусатов, 1992]. На рис. 3 приведена карта мощностей поздне-, послеледниковых осадков, составленная по данным донного опробования и эхолотирования. Нижняя часть верхнеплейстоцен-голоценового плаща сформировалась в самом начале дегляциации, когда тающие ледники поставляли в приледниковые бассейны большое количество обломочного материала [Дружинина и Мусатов, 1992; Vorren et al., 1988]. Верхняя часть данной пачки соответствует нормальным морским отложениям внешнего шельфа.

Рисунок 3

Максимальные мощности верхнеплейстоцен-голоценовых отложений установлены вблизи депоцентров современной седиментации - в осевых частях фиордов и узких шельфовых желобов (до 10- 20 м ). Остальные части шельфа характеризуются сокращенным (0.5- 1.0 м ) плащом позднее- послеледниковых образований, что связано с транзитом осадков через внешнюю часть шельфа и выносом их на второй глобальный уровень лавинной седиментации (по А.П. Лисицыну) - к континентальному подножью.

Анализ мощностей кайнозойского чехла позволяет оконтурить обширную область сноса на севере Баренцевоморской плиты, существовавшую с позднего мела до начала плейстоцена между архипелагами Шпицберген и Земля Франца-Иосифа параллельно с раздвижением дна в Евразийском океаническом суббассейне. Лишь в неоген-четвертичное время она была рассечена краевыми грабен-желобами, и реликтами ее в современном рельефе являются сводово-купольные поднятия архипелагов.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время / А.А. Аксенов, Н.Н. Дунаев, А.С. Ионин и др. М.: Наука, 1987. 278 с.

2. Баренцевская шельфовая плита / Отв. ред. И.С. Грамберг. Л.: Недра, 1988. 264 с.

3. Батурин Д.Г. Эволюция северной части Баренцева моря в области сочленения с Евразийским океаническим бассейном // Океанология, 1987. Т. 27. №3. С. 418-424.

4. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 9. Моря Советской  Арктики / Под ред. И.С. Грамберга, Ю.Е. Погребицкого. Л.: Недра, 1984. 280 с.

5. Гриценко И.И., Крапивнер Р.Б. Новейшие отложения Южно-Баренцевского региона: осадочные (седиментационные) комплексы и их вещественный состав // Новейшие отложения и палеогеография северных морей. Апатиты: КФ АН СССР, 1989. С. 28-46.

6. Гросвалъд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.

7. Гуревич В.И., Мусатов Е.Е. Новейшее осадконакопление и фанерозойская конседиментация на Западно-Арктическом шельфе // Проблемы кайнозойской палеоэкологии и палеогеографии морей Северного Ледовитого океана. М.: Наука, 1992. С. 47-53.

8. Дружинина Н.И., Мусатов Е.Е. Новые данные по микропалеонтологии и сейсмостратиграфии донных отложений Баренцева моря // Геологический журнал АН Украины, Киев, 1992. № 6. С. 76-85.

9. Зархидзе B.C., Мусатов Е.Е. Основные этапы палеогеографического развития Западной Арктики в позднем кайнозое // Критерии прогноза минерального сырья в приповерхностных образованиях Западной Сибири и Урала. Тюмень: ЗапСибНИГНИ, 1989. С. 123-140.

10. Лившиц Ю.Я. Палеогеновые отложения и платформенная структура Шпицбергена. Л.: Недра, 1973,160 с.

11. Лопатин Б.Г., Мусатов Е.Е. Сейсмостратиграфия неоген-четвертичных отложений Западно-Арктического шельфа // Сов. геология. 1992. № 6. С. 56-61.

12. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период. Л.: Наука, 1984. 176 с.

13. Мусатов Е.Е. Развитие рельефа Баренцево-Карского шельфа в кайнозое // Геоморфология. 1989. № 3. С. 76-84.

14. Мусатов Е.Е. Неотектоника Баренцево-Карского шельфа // Изв. ВУЗов. Геология и разведка. 1990. № 5. С. 20-27.

15. Мусатов Е.Е., Мусатов Ю.Е. К проблеме происхождения фиордов на примере Западной Арктики // Бюлл. Моск. общ-ва испытателей природы, отдел геологии, 1992. Т. 67. Вып. 3. С. 28-33.

16. Погребицкий Ю.Е. Переходные зоны «материк-океан» в геодинамической системе Северного Ледовитого океана // Докл. 27-го Междун. геолог. конгресса. М.: Наука, 1984. Т. 7. С. 29-37.

17. Устрицкий В.И. О геотектонической природе порога Ломоносова // Геотектоника. 1990. № 1. С. 77-89.

18. Antonsen P., Elverhøi A., Dypvik H. et al. Shallow Bedrock Geology of the Olga Basin Area, Northwestern Barents Sea // The Amer. Assoc. of Petrol. Geol. Bull., 1991. V. 75. №7. P. 1178-1194.

19. Bjorlykke К., Вие В., Elverhøi A. Quaternary sediments in the Northwestern part of the Barents Sea and their relation to the underlying Mesozoic bedrock // Sedimentology, 1978. V. 25. № 2. P. 227-256.

20. Circumpolar map of Quaternary deposits of the Arctic (Zarkhidze V.S., Fulton R.G., Piper D.J.W. et al.) // Geol. Surv. of Canada , map 1818A, scale 1 : 6000000, 1991. Sheet 1.

21. Eldholm O., Talwani M. The sediment distribution and structural framework of the Barents Sea // Bull. Geol. Soc. Amer., 1977. V. 88. № 7. P. 1015-1029.

22. Elverhøi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet - a sedimentological discussion // Polar Research, 1983a. V. 1. P. 23-42.

23. Elverhøi A., Solheim A. The physical environment Western Barents Sea . 1:1500000. Surface sediment distribution. Sheet A // Norsk Polarinstitutt Skrifter, 1983b. V. 179A. 23 p.

24. Elverhøi A., Lauritzen O. Bedrock geology of the Northern Barents Sea (west of 35 degrees) as inferred from overlying Quaternary deposits // Norsk Polarinstitutt Skrifter, 1984. V. 180. P. 5-16.

25. Kristoffersen Y., Milliman J.D., Ellis J.P. Unconsolidated sediments and shallow structure of the Northern Barents Sea // Norsk Polarinstitutt Skrifter, 1984. V. 180. P. 25-39.

26. Solheim A., Kristoffersen Y. Sediments above the upper regional unconformity: thickness, seismic stratigraphy and outline of the glacial history // Norsk Polarinstitutt Skrifter, 1984. V. 179B. P. 3-36.

27. Solheim A., Milliman J.D., Elverhoi A. Sediment distribution and sea floor morphology of Storbanken: implications for the glacial history of the Northern Barents Sea // Canad. Journ. of Earth Sc., 1988. № 25(4). P. 547-556.

28. Vorren Т.О., Hald M., Lebesbue E. Late Cenozoic environments in the Barents Sea // Palaeogeography, 1988. V. 3. № 5. P. 601-612.

29. Zarkhidze V.S., Musatov E.E., Generalov P.P. Norwegian, Barents and Kara Seas . Cenozoic // Palaeogeographical Atlas of the Shelf Regions of Eurasia for the Mesozoic and Cenozoic (ed. by M.N. Alekseev, I.S. Gramberg, Yu.M. Pustcharovsky). Great Britain, Robertson Group Plk., 1991. V. 2. P. 13.18-13.35.

 


 

Distribution of the Cenozoic Cover on the Barents Sea Shelf  between Svalbard and Franz-Josef Land Archipelagos

E.E. Musatov

Thicknesses of Paleogenic rocks and Neogene-Quaternary sediments of Svalbard and Franz-Josef Land archipelagos, adjacent shelf and continental slope are considered. Maps of thicknesses of Neogene-Quaternary cover and Upper Pleistocene-Holocene (late-postglacial) veneer are compiled. The existence of vast provenance or arch dome in the Northernmost Barents Sea Shelf between two archipelagos is suggested. The disturbance of this provenance by the system of normal faults and deep troughs on the outer edge of the continental margin is believed to be parallel to the sea-floor spreading in Norwegian-Greenland and Eurasian oceanic subbasins.

 

 

 

Ссылка на статью: 

Мусатов Е.Е. Распространение кайнозойского чехла на Баренцевском шельфе между архипелагами Шпицберген и Земля Франца Иосифа // Океанология. 1996, том 36, № 3, с. 444-450.




Evgeny Gusev homepage



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz