¹ – Норвежский Полярный институт, Тромсе, Норвегия

² – Университет Осло, институт геологии, Осло, Норвегия

⁴ – Университет штата Небраска, деп. географии и геологии, Омаха, США

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ

Третичный складчато-надвиговый пояс Шпицбергена был сформирован в декстральном, транспрессивном плитном режиме,  развивался вдоль транс­форма между  континентальными  окраинами Баренцевского и Гренландского шельфов в течении палеогенового открытия Северной  Атлантики  (Harland 1969; Lowell 1972; Birkenmajer 1972b; Harland & Horsfield 1974; Kellog 1975). Пояс до сих пор рассматривался как  пример сдвигового орогена.

Эта позиция  была  обусловлена  очевидностью сжатия континентов у западной окраины Шпицбергена, что весьма важно для реконструкции раск­рытия Северо-Атлантического и Арктического бассейнов;  возраст большей части складчатого пояса  считается  палеогеновым.  С  другой  стороны, крупномасштабная изогнутая форма складчатого пояса,  как позднее выяс­нилось, отвечает,  видимо, тектонике кручения. Лоуэлл (Lowell, 1972) даже объ­ясняет ороген - не называя прямо этого термина - как крупную структуру "цветка". Он  доказывает,  что  строение  надвигов  и  эшелонированной складчатости с вовлечением пород фундамента, соотносится со структурны­ми формами, полученными в результате моделирования с глиняным субстра­том для  транспрессии,  и контрастирует с моделированием конвергентных орогенов.

Тальвани и  Эльдхольм (1977) сопоставили зоны нарушений и магнит­ные аномалии,  кроме того,  (Myhre et al., 1982; Eldholm et al.,1984), основываясь на  сейсмических  данных,  и  палеоплитных  реконструкциях (Srivastava & Napscott, 1986), уверенно утверждают трансформную приро­ду западной окраины Свальбарда в течение палеогена.

Хэниш (Hanisch, 1984) в рабочей гипотезе  предположил,  что  ротационное движение Гренландии в сторону Баренцева моря,  начавшиеся в раннем ме­лу, вызвало часть деформаций в пределах пояса. Полюс вращения Гренлан­дии располагался в бассейне Медвежьем, и явно связан с меловым раскры­тием южной и центральной части Атлантики. Эта концепция не была разви­та в  последующей литературе.  На меловые плито-тектонические движения указывает также наличие мощных  меловых  толщ  в  отдельных  бассейнах вдоль Северо-Норвежского шельфа,  в северной его части, как, например, бассейн Тромсе (Eldholm et al.1979; Hanisch 1984; Spencer et al.1984). Кроме того,  другой,  поздне-меловой период связан с раскрытием Лабра­дорского моря, и использовался для объяснения возможно, поздне-меловых деформаций северо-восточной Гренландии, во внутриконтинентальной кон­вергентной позиции (Hakansson & Pedersen 1982).  К тому же,  Либерис и Мэнби (Lyberis & Manby, 1993a,b)  склоняются  к  позднемеловому, "до-трансформному" возрасту большей части деформаций в пределах склад­чато-надвигового пояса.

Позже детальный структурный анализ во многих  районах  Свальбарда (Hauser 1982;  Maher 1984; 1988a,b; Dallmann 1988a; 1992; Dallmann & Maher 1989a;  Bergh & Andresen 1990; Haremo et.al. 1990; Welbon & Ma­her 1992) привел к мысли, что в течение развития складчатости и надви­гов преобладала конвергентная тектоника,  и согласие по  этому  поводу было достигнуто  на  посвященном этому вопросу симпозиуме (Dallmann et al. 1988).

Однако есть районы, особенно полуостров Бреггер, где направления надвигов и вергенция сместителей не согласуются с конвергентной мо­делью. Более ранняя интерпретация конвергентного и сдвигового периода уступила место 2-фазовой модели,  где транспрессия (поперечное сжатие) была разделена  на одновременные вдоль-береговые трансформные движения и, с другой стороны, конвергентную складчатость, надвигообразование и аплифт окраины  Свальбарда (Nottvedt et al., 1988a,b; Maher & Craddock, 1988).

Совместно с  развитием  пассивной  континентальной окраины (время 13 магнитной аномалии) после открытия пролива  Фрама  третичный складчато-надвиговый пояс подвергся также деформациям растяжения. Эта окраина достаточно хорошо задокументирована сейсмо-наблюдениями (Myhre et al.1982;  Spencer et al.  1984;  Eldholm et al. 1984; 1987; Eiken & Austegard 1986).

РАЗМЕРЫ И ПРОСТИРАНИЕ.

Складчатый пояс протягивается по суше на 300 км по простиранию от полуострова Бреггер на севере до мыса Секап на юге. Его общее прости­рание параллельно континентальной окраине, расположенной западнее (ли­ния Де Геера или разломная зона Хорнсунн)  и  составляет  160° - 10° (ССЗ-ЮЮВ) с четкой вергенцией  ВСВ. В северной части полуострова Брег­гер простирание изгибается до 120° (ЗСЗ-ВЮВ), вергенция - ССВ.

Внутренняя часть  пояса,  с интенсивной складчатостью и явно третичным возрастом деформаций имеет максимальную ширину в 30 км на Земле Оскара II,  в то время как на юге составляет всего лишь 10-15 км. Пояс утоньшается в южном направлении к Земле Секап,  где наблюдается схожая по простиранию  и  вергенции складчато-надвиговая зона Lidfjellet-Oyr­landsodden (Dallmann 1992), которая расположена на 15 км  западнее  и представлена большей частью в береговой зоне. Полная ширина пояса тре­тичных деформаций составляет 175 км, если включить следующие структурные области:

1. Поднятие фундамента,  местами вторично деформированное, распо­ложено к западу, имеет видимую ширину 5-45 км.

2. Структуры в слоях Третичного грабена  Форлансуннет,  располо­женного в  пределах  западного  поднятия фундамента (Gabrielsen et al. 1992; Kleinspehn & Teysseien 1992).

3. Линеамент Биллефиорден,  где надвиги,  образовавшиеся во внут­ренней зоне, появляются из-под Центрального Третичного бассейна и вза­имодействуют с движениями вдоль разломной зоны Биллефиорден (Haremo et al. 1990),  расположенной в 4О-65 км к  востоку  от  внутренней  части складчатого пояса.

4. Площадь Лумфиорд-Агардбухта,  где менее показательна  связь  с третичным складчато-надвиговым поясом,  однако,  возможно, имеет место (Andersen et al. 1992a,Miloslavskij et al. 1992a). Эта зона расположе­на еще на 25-45 км к востоку от разломной зоны Биллефиорден.

Центральный бассейн, 55 км в ширину и 200 км в длину, фронтальный по отношению к складчато-надвиговому поясу, расположен между внутренней частью складчатого пояса и самыми восточными районами, затронутыми деформациями. Породы бассейна лишь местами несут следы третичных деформаций.

СТРУКТУРНОЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЕ, ХАРАКТЕРИСТИКИ И ТИПЫ СТРУКТУР.

Внутренняя часть складчатого пояса

Внутренняя часть третичного складчато-надвигового пояса развивалась вдоль древних тектонических линеаментов, определявших восточную границу поднятия фундамента, расположенного параллельно западному побережью Шпицбергена (Steel & Worsley, 1989; Welbon & Maher 1993; Dallmann 1992). На протяжении большей части пояса от Земли Уэдэлла до Земли Оскара II, структуры обладают четкой поперечной зональностью с двойной или тройной складчатостью (Maher 1988a; Dallmann & Maher 1988; 1989a,b).

Западная зона характеризуется крупно-чешуйчатой надвиговой тектоникой и состоит из нескольких горизонтальных перекрывающих друг друга надвигов с вовлечением пород фундамента и сопутствующей складчатостью. Выклинивание чешуй и часто наблюдаемые сопутствующие обратные надвиги были вызваны присутствием формаций глинистых сланцев юрско-мелового и триасового возраста с низкой прочностью на сдвиг (Dallmann 1988a; Dallmann & Maher 1989a; Dallmann 1992).

Соседняя восточная зона - типично тонкочешуйчатая, с этажно-рамповой надвиговой геометрией и соответствующими типами складчатости (Рис. 3, 4, Maher 1988a; Maher et.al. 1989; Dallmann & Maher 1989a; Bergh & Andresen 1990; Wennberg 1990; Bergvik 1990; Welbon & Maher 1992; Wennberg et. al. 1992). На Земле Оскара II эту восточную зону можно подразделить на проксимальную, представленную складками с субгоризонтальными облекающими поверхностями (возможно, развитыми на надвиговых этажах), и дистальную, где система надвигов поднимается на отдельные более высокие уровни (Maher 1988a; Bergh & Andresen 1990).

Как показывает геометрия строения восточной части Центрального Третичного бассейна, - структуры на севере Шпицбергена в основном погружаются на юг, тогда как на юге Шпицбергена погружаются на север. На Земле Норденшельда и Де Геера структуры с субширотными простираниями осей имеют меняющиеся направления погружения. Это говорит о том, что наиболее сложные структуры пояса (Земля Оскара II, полуостров Бреггер, залив Хорнсунн) находятся структурно на более глубоких уровнях, тогда как деформации слабой степени (Земля Норденшельда), находятся структурно на более высоких уровнях орогена (Рис. 5). С другой стороны, на ширину структур пояса влияет то, какой уровень обнажен.

На полуострове Бреггер, самой северной части пояса, полоса деформаций сужается, отсутствует четкая зональность, мощность деформированных пород достаточно велика, т.е. характерны надвиги с вовлечением пород фундамента (Manby, 1988). Зональность исчезает также и к южному ограничению пояса, в районе Хорнсунн - Сёкап. У залива Хорнсунн нижняя, тонко расслоенная надвиговая зона отсутствует. К югу, в направлении Сёкап, тонко-чешуйчатая тектоника также отсутствует, либо прослеживается в приповерхностной части, а внутренняя часть пояса представлена здесь лишь одной флексурой (Dallmann 1992).

Западное поднятие фундамента

Компрессионный аплифт фундамента вдоль западного побережья Шпицбергена соотносится со складчатостью и надвигами вдоль края поднятия, однако, ясно, что поднятие развивалось с каледонского времени. Оно оформило западный край Девонского грабена Земли Андрэ на севере Шпицбергена (Orvin 1940; Steel & Worsley 1984; Mann & Townsend 1989), и средне-верхнекарбонового грабена Сент-Джонс-фиорд (Steel & Worsley 1984; Welbon & Maher 1992). Стратиграфически и седиментологически документируются также предшествующие, верхнепалеозойского поднятия - Нордфиорд и Сёкап - Хорнсунн (Gjelberg & Steel 1981; Steel & Worsley 1984). Слои различных возрастов (девон, карбон, триас, третичные) несогласно перекрывают фундамент в различных районах, что указывает на длительную историю аплифта, хотя, по-видимому, этот район был бассейном осадконакопления с триаса по ранний мел (Steel & Worsley 1984).

Третичный аплифт происходил в комбинации с конвергентными движениями, с перемещением в ВСВ направлении, за исключением полуострова Брёггер. Степень третичных, компрессионных деформаций в породах фундамента определить нелегко, так как третичные структурные направления в большинстве своём повторяют и трудно отличаются от более раннего, карбонового и каледонского планов.

К югу от Хорнсунна субгоризонтальные, полого падающие слои в основном, карбонового и триасового возраста, перекрывают фундамент, указывая на то, что пост-карбоновым сжатием данный участок поднятия был затронут лишь в малой степени (Flood et al. 1971; Winsnes et al. 1992; Dallmann 1992). К северу от Хорнсунна, мезозойские долеритовые дайки прорывают фундамент в широтном направлении, без вовлечения в складчатость или надвиги, за исключением места, где они приближаются к внутренней части складчатого пояса (Birkenmajer 1986; Ohta & Dallmann 1991). В обоих районах, однако,  наблюдаются сбросы, вероятно, относящиеся к поднеэоцен - олигоценовому развитию пассивной окраины.

Однако, в районе Белльсуна, у мыса Рейнодден, в опущенном блоке толщи, имеющие возраст от карбона до мела, -  смяты в складки и вне пределов грабена участвуют в строении складчато-надвиговых структур в пределах пояса (Dallmann et. al. 1990). Карбоновые слои, перекрывающие фундамент на Земле Норденшельда, лишь наклонены без каких-либо дислокаций (Hjelle et. al. 1986; Hjelle 1988). В западной части Земли Оскара II фрагменты карбоновых пород в грабенообразных понижениях в фундаменте (местами представленные лишь верхнекарбоновыми слоями), интенсивно смяты и участвуют в построении надвигов (Ohta et. al. 1991; 1992).

Вовлечение каледонского фундамента в третичную складчатость и надвиги лучше всего выражено ближе к границе внутренней части складчатого пояса (Рис. 6). Наблюдения показывают, что фундамент больше подвергся деформации скольжения вдоль кливажа, чем нарушен складчатостью, и эти деформации уменьшаются, по крайней мере, локально - к центру поднятия фундамента (Dallmann & Maher 1989a; Welbon & Maher 1992). Особенно характерно, что несколько надвигов в нижней, сложно построенной зоне складчатого пояса “корнями в воздухе”, а источником является, должно быть, фундамент гораздо западнее (Maher 1984; Ohta et. al. 1991; 1992; Welbon & Maher 1992). Более ранние надвиги в пределах фундамента могли обновляться в третичное время, когда они имели подходящую, унаследованную ориентацию, соотносящуюся с полями напряжений, как указывали многие авторы (в том числе Birkenmajer 1972b).

Грабен Форлансуннет.

Грабеновая структура, параллельная простиранию складчатого пояса, находится в пределах поднятия фундамента между Землей Оскара II и Землей Принца Карла. Обнажены только края, в то время как большая часть скрыта проливом. Ширина грабена составляет 12 - 18 км. Западный край на Земле Принца Карла представлен на протяжении 45 км, в то время как восточный представлен лишь в отдельных обнажениях на равнинах Сарс и Каффи (Hjelle & Lauritzen 1982). В пределах краевой зоны разломов на юго-западе Земли Оскара II, которая может являться продолжением восточного края грабена, сохранились также карбоновые осадки (Ohta et. al. 1991; 1992). Сейсмосъемка обнаружила продолжение этой или связанных с ней грабеновых структур в южном направлении до Белльсунна, и схожие структуры выявлены у побережья Хорнсунна (Eiken & Austegard 1987).

Возраст обломочных осадков грабена - позднеэоценовый до олигоценового (Лившиц 1967; Вакуленко и Лившиц 1971), т.е. представляется, что осадочный бассейн был заложен в течении фазы растяжения при формировании пассивной окраины. Бассейн был крупнее, нежели современное пространство, ограниченное граничными разломами, а местами наблюдается осадочный контакт с породами фундамента (Kleinspehn & Teyssier 1992). Стратиграфия и обстановка осадконакопления описаны Лившицем (1967; 1974), Аткинсоном (1962; 1963), Ри Ларсеном (Rye Larsen, 1982). Общая стратиграфическая колонка содержит около 3000 м имеющейся стратиграфической мощности (Земля Принца Карла; Лившиц 1974), тогда как по результатам витринитового анализа для нижних частей разреза t° захоронения в 250° C свидетельствует о значительно большей первичной мощности, и, возможно, более высоком термальном градиенте в течение олигоцена (Kleinspehn & Teysser 1992).

Комплекс деформаций отражает в основном обстановку растяжения с первоначальным (Lepvrier & Geyssant 1984; 1985) или промежуточным (Gabrielsen et. al. 1992) периодом незначительного сжатия, что отражается в большом количестве конвергентных структур.

Центральный Третичный Бассейн.

Предфронтальный бассейн третичного складчато-надвигового пояса протягивается от Ис-фиорда до мыса Секап и образует синклинорий шириной 60-70 км, с меньшим по размеру внутренним бассейном и куполовидными структурами (Земля Норденшельда), а также открытыми складками, параллельными складчатому поясу. Западное крыло, приближающееся к складчатому поясу, погружается под углом 5-25°, восточное крыло - 1-10°. Редкие ВСВ надвиговые разрывы рассекают слои, это указывает на то, что деформации складчатого пояса продолжаются и гораздо восточнее, но на глубине, что зафиксировано на сейсмопрофилях (Gabrielsen R., персональное сообщение, 1990). Складки в районе Секап - Хорнсунн указывают на присутствие зон складчатости волочения под бассейновыми осадками (Dallmann 1992).

Бассейновые терригенные осадки имеют возраст от палеоцена до эоцена (Manum & Throndsen 1986), или, возможно, до олигоцена (Вакуленко и Лившиц, 1971; Лившиц 1965; 1974). В течение верхнего палеоцена источник сноса в бассейн сместился с востока на запад, отражая аплифт и одновременную эрозию третичного складчато-надвигового пояса на западе (Лившиц, 1973; 1974; Steel et. al., 1981). Видимая мощность осадочного разреза в центральной части бассейна достигает 1900 м (Dallmann et al. 1990), или 2300 м в отдельных частях (Harland et al. 1976). Дополнительные 1500-2000 м осадков, определяемые по витриниту, срезаны эрозией (Manum & Throndsen 1978).

Относительно крутой западный фланг (местами погружающийся под углом до 25°) объясняется утолщением коры из-за включения клина мезозойских и позднепалеозойских толщ на глубине (Dallmann 1988a; 1992; Dallmann & Maher 1989a).

Зона разломов Биллефиорд.

Зона разломов Биллефиорд - это субмеридианальный тектонический линеамент, который датируется еще девоном, и который временами реактивировался с различными кинематическими эффектами в ответ на изменение полей напряжений. Харланд и др. (Harland et al., 1974) представил конспект данных по этой зоне, собранных до 1974 г., и также сослался на омоложение, относящееся ко времени движений в третичном складчато-надвиговом поясе.

В последних работах (Ringset 1988; Ringset & Andresen 1988a,b; Haremo & Andresen 1988; Haremo et.al. 1988; 1990; Dallmann 1993) подчеркивалось значение третичного омоложения, доказывалось ВСВ надвигообразование в мезозойских слоях и современные сбросовые движения в западном направлении вдоль зоны разломов Биллефиорд  в районе к югу от Ис-фиорда. Параллельно-залегающие чешуйчатые надвиги внедряются с запада и рвут нижнюю часть приподнятых более восточных толщ. Надвиги сопровождаются структурами “двойные надвиги”, моноклиналями, флексурными складками и элементами надвигового скольжения в осадках, перекрывающих разломную зону (Haremo et al. 1990). Приповерхностные структуры разломной зоны  недавно изучены по сейсмическим и аэромагнитным данным (Skiebrei et al. 1993).

Разломная зона Лумфиорд.

Обнажается от Лумфиорда до Агард-бухты и является вторым меридианальным линеаментом, расположенным в 25-45 км к востоку от разломной зоны Биллефиорд. В структурах затронуты осадки возрастом до раннего мела, соответственно, они могут иметь третичный возраст (Andresen et al., 1992a,b; Miloslavskij et al., 1992a,b, in press). Однако, тектоническая блоковая структура и распространение среднекарбоновых осадков между Сассен-фиордом и ледником Негрибреен, указывает, что разломная зона Лумфиорд явно относится к карбоновой истории разломной зоны Биллефиорд (Miloslavskij et al., 1992b) и, возможно, является подобным омоложенным линеаментом. К югу от ледника Негрибреен она часто параллельна разломам каледонского возраста.

Третичное омоложение - это в основном, взбросы на ВСВ, и сопутствующая складчатость, а также разветвленная сеть разломов. Это соотносится с тонкочешуйчатым строением надвигов в мезозойских слоях (Andresen et al., 1992a).

БИБЛИОГРАФИЯ

Статья переведена не полностью. Кроме текста и фотографий, в издании присутствует структурно-тектоническая карта складчато-надвигового пояса масштаба 1:200 000.

 Ссылка на данную работу: