Д.Г. БАТУРИН

СЕЙСМОСТРАТИГРАФИЯ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ ЗАПАДНО-ШПИЦБЕРГЕНСКОЙ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ОКРАИНЫ

УДК 550.834

скачать *.pdf

 

  ПГО «Севморгеология»


 

Архипелаг Шпицберген расположен в северо-западной части Евразии и омывается водами Норвежско-Гренландского океанического бассейна на западе и Евразийского на севере. По строению регион является континентальной окраиной так называемого атлантического или пассивного типа.

В 1984-1986 гг. ПГО «Севморгеология» в рейсах специализированных научных судов «Профессор Куренцов», «Геофизик» и «Геолог Дмитрий Наливкин» проводилась планомерная геофизическая съемка акватории Шпицбергенской континентальной окраины с целью изучения ее строения и развития как фрагмента пассивной окраины Арктического бассейна. Данная статья основывается главным образом на материалах многоканального сейсмического профилирования MOB ОГТ объемом свыше 3 тыс. км (рис. 1).

Рисунок 1

Приоритет морских геофизических работ этого района принадлежит исследователям НИМГЭ ВНИИморгео (г. Геленджик), которые в 1962-1963 гг. под руководством Л.А. Уманского и Л.И. Когана по заказу норвежской геологической службы провели сейсмические исследования MOB и МПВ в районе Западно-Шпицбергенской акватории [Коган и Милашин, 1970]. В результате были получены интересные материалы о строении фьордов Западного Шпицбергена, в районе континентального склона впервые отмечено наличие крупного осадочного бассейна, а в глубоководной котловине Гренландского моря обнаружен подводный срединный хребет, получивший в последствии название хребта Книповича [Дибнер и др., 1965].

В последующие годы в сейсмические исследования акватории включились ученые Франции [Malod & Mascle, 1975], США и Норвегии [Eiken & Austegard, 1987; Sundvor & Eldholm, 1976; Sundvor et al., 1977; Talwani & Eldholm, 1977]. К наиболее заметным зарубежным исследованиям следует отнести геофизическую съемку западногерманских ученых 1974 г., в процессе которой было отработано около 2100 км сейсмических профилей MOB ОГТ [Schluter & Hinz, 1978], а также комплексные геофизические региональные исследования Бергенского Университета (Норвегия) 1975-1981 гг. [Eiken & Austegard, 1987; Sundvor & Eldholm, 1976; Sundvor et al., 1977]. По результатам этих работ были получены первые общие представления о региональном строении акватории.

На основании результатов перечисленных работ с учетом данных по реконструкции плито-тектонического режима развития акватории [Myhre et al., 1982; Talwani & Eldholm, 1977] к настоящему времени сформировалась общая модель строения и геологической истории региона.

Общая региональная схема развития.

С позиций гипотезы тектоники плит принято считать, что приблизительно 60 млн. лет назад начался и 36 млн. лет закончился первый этап раскрытия Норвежского и южной части Гренландского морей, а также Евразийского глубоководного бассейна [Myhre et al., 1982; Talwani & Eldholm, 1977]. Гренландия при этом перемещалась как самостоятельная плита мимо Баренцевоморской окраины Евразийской плиты на северо-запад по системе трансформных разломов, соединяющих хребты Мона на юге и Гаккеля на севере. На западе Шпицбергена тогда существовала обстановка сжатия, что обусловило возникновение узкого (10-20 км) и протяженного (до 300 км) Западно-Шпицбергенского орогена с множеством надвигов, сдвигов и сбросо-сдвигов, свидетельствующих о давлении с запада [Елсвик, 1984]. Около 36 млн. лет назад произошла реорганизация движения плит, ось спрединга начала постепенно продвигаться от хребта Мона из Норвежского бассейна на север. Гренландия оказалась включенной в Северо-Американскую плиту, вместе с которой двигалась на запад от Евразии. В итоге произошло раскрытие северной части Гренландского моря, а в регионе между Евразийским бассейном Арктического океана и Норвежско-Гренландским морем образовался срединный хребет Книповича.

Специфической особенностью строения Западно-Шпицбергенской континентальной окраины является то, что срединно-океанический хребет Книповича приближен в районе 78° с.ш. к континентальному склону Западного Шпицбергена (см. рис. 1). К северу от этой широты хребет Книповича не прослеживается, сочленяясь по системе северо-западных трансформных разломов с непротяженным спрединговым центром - хребтом Моллой [Vogt et al., 1981]. Если хребет Книповича имеет субмеридиональное простирание, то расположенный в 140 км к северо-западу Моллой вытягивается в северо-восточном направлении, соединяясь по системе Шпицбергенской зоны трансформных разломов со срединно-арктическим хребтом Гаккеля. Следует отметить, что хребет Книповича, имея кажущееся субмеридиональное простирание, состоит из множества отрезков длиной 25-30 км, разделенных трансформными разломами общего северо-западного простирания с левосторонним смещением отрезков хребта друг относительно друга [Ohta, 1982].

Сейсмостратиграфия и строение континентальной окраины. Подобно большинству пассивных окраин континентов Западно-Шпицбергенская сопровождается крупнейшими осадочными бассейнами в виде вытянутых вдоль континентального склона прогибов. Во многих случаях для структур подобного типа характерно то, что один из бортов прогиба подстилается корой континентального типа, а другой - океанического.

В юго-западной части региона находится осадочный бассейн Атка, описанный впервые французскими исследователями [Malod & Mascle, 1975]. Он ограничен зоной разлома Хорнсунн на востоке и выступами эскарпа хребта Книповича на западе (рис. 2). Зона разломов, впервые выявленная в виде резкой границы раздела по сейсмическим данным [Sundvor & Eldholm, 1976], имеет субмеридиональное простирание и прослеживается вдоль внешней части шельфа Западного Шпицбергена приблизительно до широты 79° 10'. Она разделяет совершенно различные структурно-тектонические области: структуры западного окончания Шпицбергенского континентального блока к востоку от разломов и относительно низкоскоростные осадочные толщи океанических бассейнов к западу [Sundvor & Eldholm, 1976; Sundvor et al., 1977].

Рисунок 2

В пределах прогиба Атка, который имеет субмеридиональное простирание и постепенно сужается в северном направлении по мере сближения хребта Книповича с континентальным склоном Западного Шпицбергена, по сейсмическим данным MOB ОГТ отчетливо выделяется переходная зона континент-океан. Она представляет собой относительно узкую (20-35 км) область, где перестает прослеживаться по сейсмическим данным как континентальный фундамент со стороны Шпицбергена, так и океанический со стороны глубоководной котловины Гренландского моря. С этой же областью совпадает и выклинивание так называемого «гранитного» слоя по данным плотностного подбора среды при гравитационном моделировании. Зона перехода прослеживается приблизительно под бровкой шельфа, к ней же приурочен и депоцентр осадконакопления прогиба с мощностями, достигающими 10 км. Между зоной перехода континент-океан и разломом Хорнсунн отмечается область утоненной континентальной коры, которая нарушается серией ступенчатых сбросов шириной не более 35 км. По ним на этапе развития внутриконтинентального рифта, по-видимому, и происходило скалывание чешуи континентальной коры по системе сбросов листрического типа. Ширина блоков, погружающихся в сторону океана, колеблется от 0,25 до 10 км, амплитуда сбросов 0,7-2 км.

Осадочная толща прогиба Атка достаточно хорошо стратифицирована и разделяется на ряд седиментационных комплексов региональными поверхностями несогласий, совпадающими с опорными отражающими горизонтами. В прогибе Атка выделяются следующие горизонты (снизу вверх): Ф и Ф0 (фундамент континентального и океанического типа), S1, U3, U2, U1, U0 (см. рис. 3).

Рисунок 3

Ввиду незначительного объема бурения в исследуемом регионе стратификация выделенных осадочных комплексов проводилась на основании таких косвенных признаков, как корреляция основных поверхностей несогласий с кривыми колебаний уровня Мирового океана; «привязка» затронутых тектоническими нарушениями горизонтов к фазам наиболее крупных региональных перестроек структурного плана района; отождествление возраста блоков океанического фундамента, определенного по значениям номерных магнитных аномалий, с возрастом перекрывающих поверхностей напластований; использование кривых зависимостей возраста океанической коры от глубины погружения фундамента и от теплового потока; применение общих законов развития пассивных окраин континентов для привлечения сравнительных данных по смежным регионам, где имеются надежные датировки осадочных комплексов.

В качестве отправной точки отсчета для определения возраста была выбрана поверхность несогласия - горизонт U1, имеющий региональное распространение и прослеживающийся с внешней части шельфа под континентальным склоном в направлении глубоководной котловины, где он налегает на выступы океанического хребта Книповича. Характерная особенность этой поверхности несогласия - контакт с отложениями перекрывающего осадочного комплекса, для которого фиксируются протяженные, хорошо прослеживаемые по латерали отражающие границы, в нижней части континентального склона по схеме подошвенного прилегания выклинивающиеся на горизонте U1.

Анализ внутриформационной картины перекрывающего горизонт U1, сейсмокомплекса свидетельствует о частых сменах режимов осадконакопления, что выражается в отступлении и наступлении слагающих его клиноформных тел. Следовательно, в этот интервал времени, видимо, происходили быстрые относительные подъемы и опускания уровня моря. По графику глобальных колебаний уровня Мирового океана в кайнозое (см. рис. 3) отмечается характерная асимметрия циклонов колебания. Относительный подъем идет плавно, а понижение происходит резко. И только начиная с позднего миоцена наряду с быстрыми понижениями известны столь же быстрые подъемы уровня моря. Между тем, породы осадочного комплекса выше горизонта U1 были вскрыты глубоководной скважиной DSDP-344 в районе восточного эскарпа хребта Книповича. Было определено, что они имеют поздне-миоценовый (?) – плейстоценовый возраст [Talwani & Eldholm, 1977]. Следовательно, образование горизонта U1 логично связывать с падением уровня моря в позднем миоцене, например, в мессинское время - 6,6 млн. лет (рис. 3).

Для подтверждения предполагаемой датировки горизонта были привлечены материалы геофизического профиля, представленного на рис. 2 по району к востоку от хребта Моллой, где расположено Шпицбергенское краевое плато. В районе одного из выступов океанического хребта Моллой ранее [Vogt et al., 1981] была идентифицирована пятая линейная магнитная аномалия (9 млн. лет). Приблизительно в районе этой же точки были получены данные о тепловом потоке [Crane et al., 1988]. Из совместного рассмотрения известных кривых зависимости возраста океанического фундамента от глубины его погружения и от значения теплового потока определяется [Батурин и Нечхаев, 1989], что возраст указанного блока фундамента 7-11 млн. лет (см. рис. 2). Между тем горизонт U1 располагается выше блока фундамента, возраст которого по нескольким независимым друг от друга методам определен как в среднем около 9 млн. лет. Таким образом, предположенный ранее возраст в 6,6 млн. лет для поверхности несогласия - горизонта U1 представляется наиболее вероятным.

Верхнее несогласие - горизонт U0 характеризуется аналогичными для U1 сейсмостратиграфическими признаками. По-видимому происхождение эрозионной поверхности несогласия U0 также связано с относительным падением уровня моря (см. рис. 3) в одну из послемессинских фаз, например, калабрийскую (2,8 млн. лет).

Горизонт U2 - подошва одного из самых примечательных седиментационных комплексов осадочного чехла прогиба Атка. Седиментационный комплекс, ограниченный горизонтами U2 и U1, представлен хаотическими сейсмофациями, которые характеризуют, видимо, плохо сортированные кластические осадки, формировавшиеся в высокоэнергетической обстановке. Кроме того, максимальные мощности этого комплекса (до 1,3 км) приурочены к подножию континентального склона, т.е. ко второму поясу лавинной седиментации, по А.П. Лисицыну (1984), что характерно, как правило, для периодов низкого уровня моря. В районе «налегания» отложений комплекса на выступы океанического фундамента хребта Книповича наблюдаются холмообразные «раздувы», позволяющие предполагать присутствие здесь инородных тел типа олистостромов. Указанные особенности комплекса дают основание сделать заключение о его формировании за относительно короткий промежуток времени в виде подводных оползней и отвалов, обусловленных гравитационной тектоникой.

Как следует из графика глобальных колебаний уровня Мирового океана (см. рис. 3), перед относительным падением уровня моря в мессинское время (6,6 млн. лет) наиболее крупная регрессия океана наблюдалась 9,8 млн. лет назад и вплоть до мессинского этапа уровень моря оставался довольно низким, что благоприятно для размыва палеошельфа и формирования осадков в виде оползней и турбидитовых потоков у подножия континентального склона. Кроме того, на одном из сейсмических профилей установлено, что горизонт U2 «прислоняется» к выступу фундамента хребта Книповича, вблизи которого ранее также была идентифицирована пятая линейная магнитная аномалия - 9 млн. лет [Норвежско-Гренландский…, 1985].

Таким образом, по совокупности сейсмостратиграфических и палеомагнитных данных устанавливается, что возраст поверхности несогласия - горизонта U2 9,8 млн. лет. Следовательно, стратиграфический диапазон осадочного комплекса ограниченного горизонтами U1 и U2, отвечает верхнему миоцену.

Горизонт S1 выделен в районе Западно-Шпицбергенской континентальной окраины в восточной, приконтинентальной части прогиба Атка. По области распространения он совпадает с разбитым на блоки фундаментом континентального типа (горизонт Ф). Граница S1 разделяет хаотические сейсмофации снизу и регулярные, выдержанные отражающие горизонты сверху. Интервальные скорости для сейсмокомплекса, заключенного между горизонтами Ф и S1, относительно высоки - 5,8-6 км/с, и, по-видимому, он представлен грубообломочными консолидированными, плохо сортированными осадками, формировавшимися в высокоэнергетической обстановке. Приуроченность области прослеживания горизонта S1 к области развития зоны сбросов континентального субстрата (горизонт Ф) позволяет предположить, что описанный комплекс представляет собой синрифтовую толщу, образовавшуюся на ранней стадии развития пассивной окраины Западного Шпицбергена - на рифтовой стадии, или стадии «континентального рифта». Горизонт S1 при этом является так называемым «предспрединговым» несогласием. Он образовался во время смены рифтовой стадии развития континентальной окраины океанической, когда произошел окончательный раскол внутриконтинентального грабена, начались разрастание океанического дна и формирование отложений морского генезиса, что и выражается на временных разрезах MOB ОГТ сменой типично континентальных сейсмофаций под горизонтом S1 типично морскими выше него.

По результатам плито-тектонических реконструкций ранее было установлено [Myhre et al., 1982; Talwani & Eldholm, 1977], что реорганизация движения плит в этом регионе от сдвигового режима к режиму растяжения произошла около времени тринадцатой магнитной аномалии (36 млн. лет), когда началось отделение Гренландии от Шпицбергена. Этот процесс мог начаться с утонения континентальной коры перед спредингом. Поскольку сплошность земной коры вдоль сдвиговой границы плит между Гренландией и Шпицбергеном была уже нарушена, процесс растяжения до момента спрединга мог быть непродолжительным. В этом случае можно заключить, что горизонт S1 был образован на 2-3 млн. лет позже момента реорганизации движения плит - 36 млн. лет назад. Его возраст, таким образом, около 32-34 млн. лет - раннеолигоценовый.

Поверхность несогласия - горизонт U3 прослеживается только в северной части прогиба Атка, «срезаясь» в южном направлении эрозионной поверхностью U2. В свою очередь, горизонт U2 выклинивается в северном направлении на эрозионной границе U1, и верхнемиоценовый осадочный комплекс (между горизонтами U1 и U2) в северной части прогиба Атка из разреза выпадает. Поверхность несогласия U3 имеет эрозионно-тектонические признаки. Размыв устанавливается по «срезанию» отдельных горизонтов в верхней части сейсмокомплекса, заключенного между океаническим фундаментом и поверхностью U3. Кроме того, на сейсмических разрезах отчетливо видно, что многочисленные трансформные разломы, связанные с развитием хребта Книповича, нарушают горизонт U3, затухая вверх по разрезу.

Учитывая эрозионные признаки происхождения этой поверхности, можно попытаться связать ее образование и с одной из фаз падения уровня моря в миоцене, например, 22,5 млн. лет назад (рис. 3). Следует заметить, что стратиграфическая привязка этого горизонта наименее надежна по сравнению с рассмотренными ранее.

Основные характеристики выделенных по сейсмическим данным осадочных комплексов Западно-Шпицбергенской континентальной окраины сведены в таблице.

Таблица

В заключении отметим, что надежность любых сейсмостратиграфических построений зависит в первую очередь от того, заверены ли сделанные выводы о возрасте главных поверхностей несогласий осадочного чехла описываемого бассейна данными бурения. Предложенная сейсмостратиграфическая схема строения осадочного чехла Западно-Шпицбергенской континентальной окраины может рассматриваться лишь как одна из возможных, поскольку целевое параметрическое глубокое бурение в регионе не проводилось. Тем не менее, подобная сейсмостратиграфическая модель является, на наш взгляд, достаточно правомочной, отражая уровень геолого-геофизической изученности региона на сегодняшний день. Примененная методика использует максимальное количество независимых друг от друга косвенных геолого-геофизических признаков для определения возраста выделенных в осадочной толще горизонтов.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Батурин Д.Г., Нечхаев С.А. Глубинное строение Шпицбергенского краевого плато северо-восточной части Гренландского моря // Докл. АН СССР. 1989. Т. 306. № 4. С. 925-930.

2. Дибнер В.Д., Гаккель Я.Я., Литвин В.М. Геоморфологическая карта Северного Ледовитого океана // Тр. НИИГА. 1965. С. 341-345.

3. Елсвик Т. Третичная орогенная зона Шпицбергена и ее взаимосвязь с тектоникой плит северной части Гренландского моря // Докл. XVII МГК. 1984. Т. 4. С. 58-73.

4. Коган Л.И., Милашин А.П. О сейсмических исследованиях в Гренландском море // Океанология. 1970. № 3. С. 470-473.

5. Норвежско-Гренландский бассейн / А.М. Карасик, А.И. Куташова, Р.А. Позднякова, С.С. Рождественский // Геофизические характеристики земной коры Атлантического океана. Л., 1985. С. 17-49.

6. Сейсмическая стратиграфия. - М.: Мир, 1982.

7. Crane К., Sundvor E., Foucher J.-P. Thermal evolution of the Western Svalbard margin // Marine Geoph. Res. 1988. Vol. 9. N 2. P. 165- 194.

8. Eiken O., Auslegard A. The tertiary orogenic belt of West Spitsbergen: seismic expressions of the offshore sedimentary basins // Norsk Geologisk Tidsskr. 1987. Vol. 67. N 4. P. 383-394.

9. Malod J., Mascle J. Structure geologiques de la marge continental a l'ouest du Spitsbergen // Mar. Geoph. Res. 1975. Vol. 2. N 3. P. 215-229.

10. Myhre A.M., Eldholm O., Sundvor E. The margin between Senja and Spitsbergen Fracture Zones: implications from plate tectonics // Tectonophysics. 1982. Vol. 89. P. 33-50.

11. Ohta Y. Morpho-tectonic studies around Svalbard and Northernmost Atlantic // Can. Soc. Petr. Mem. 8. Canada, 1982. P. 415-429.

12. Schluter H., Hinz K. The continental margin of West Spitsbergen // Polarforschung. 1978. Vol. 48. N 1/2. P. 151-169.

13. Sundvor E., Eldholm O. Marine geophysical survey on the continental margin from Bear island to Hornsund, Spitsbergen // Sci. Rep. N 3 of Bergen Univ. Seism. Obs. 1976.

14. Sundvor E., EldholmO., Gidskehaug A., Myhre A.M. Marine geophysical survey on the western and northern continental margin off Svalbard // Sci. Rep. N 4 of Bergen Univ. Seism. Obs. 1977.

15. Talwuni M., Eldholm O. Evolution of the Norwegian-Greenland sea // Geol. Soc. Amer. Bull. 1977. Vol. 88. P. 969-999.

16. Vogt P.R., Perry R., Feden R. The Greenland-Norwegian sea and Iceland environment: geology and geophysics. // The ocean basins and margins. 1981. Vol. 5. P. 493-598.

 

 

Ссылка на статью:

Батурин Д.Г. Сейсмостратиграфия осадочных бассейнов Западно-Шпицбергенской континентальной окраины // Отечественная геология, №10, 1992, с. 67-74.

 




 



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz