РЕЗЮМЕ

Комплексное изучение биостратиграфических и сейсмических данных было выполнено для 3 буровых скважин, пробуренных в западной части Баренцева моря. Две скважины вскрыли мощный осадочный клин, сформированный крупным конусом выноса от устья Медвежинского желоба, прорезающего Баренцевский шельф. Исследование показывает, что этот конус был образован за короткий промежуток времени, - позднеплиоцен-плейстоценовый, и сложен большей частью материалом ледниковой эрозии Баренцевского шельфа. Это противоречит предполагаемому ранее возрасту конуса выноса, определяемому как олигоценовый. Результаты проливают свет на формирование места выхода конуса выноса из трога и могут служить надежной основой для расшифровки истории осадочных бассейнов Баренцевского шельфа.

ВВЕДЕНИЕ

Мощные отложения третичных конусов перекрывают западную окраину Баренцевского шельфа и являются депоцентрами для отложения продуктов эрозии во время кайнозойского аплифта Баренцевского шельфа (Nottvedt et. al. 1988; Spencer et. al. 1984; Vorren et. al. 1991). Конуса легко определяются как положительные батиметрические структуры, протягивающиеся в западном направлении по континентальному склону от бровки шельфа. Главные порции верхней части осадочного чехла сопряженного Баренцевского шельфа были явно срезаны и перемещены в глубоководную часть. Под выдержанно маломощным плейстоценовым покровом, наблюдаются лишь осадки эоценового и более древнего возраста (Sigmond 1993). Исследователи (Vorren et. al. 1991; Nottvedt et. al. 1988) предполагают, что объем осадков слагающих конуса на окраине Баренцевского шельфа соотносится с толщей приблизительно в 1000 м мощностью, срезанной эрозией с окружающей площади водосбора. Несмотря на ненадежность, заключенную в таких вычислениях, они соотносят объемные оценки материала конусов как отражение главных фаз эрозии на шельфе.

Главный интерес заключается в датировании образования конусов, что поможет в восстановлении истории их развития, однако мы предприняли настоящее исследование также ввиду важности раскрытия истории эрозии для определения эволюции осадочных бассейнов, что, в свою очередь поможет при оценке перспектив нефтегазоносности Баренцева моря. Главное новшество - это более молодой возраст конусов. Нефтяные геологи пришли к разным возрастным заключениям, что привело к появлению очень отличающихся вариантов интерпретации геологической истории Баренцевской окраины. В неопубликованных докладах возраст большей части осадочного клина принимался как эоценовый. Эта проблема затронута также в литературе: Спенсер (Spencer et. al. 1984) заключил, что основание осадочного клина (комплекс III-A) является главным несогласием. Осадки над этим размывом определялись как миоцен-позднеплиоценовые, что привело этих авторов к заключению, что подстилающим комплексом может быть среднеолигоценовый, частично основываясь на тех же скважинах, что обсуждаются в данной статье. Нотведт (Nottvedt et. al. 1988) также дал среднеолигоценовый возраст подошвы конуса, но не обеспечил свои заключения новой документацией. Уоррен (Vorren et. al. 1990) для определения возраста подошвы осадочного клина использовал налегание осадочных комплексов на океаническую кору и магнитные аномалии, и пришел к выводу о среднеолигоценовом возрасте. Это было впоследствии пересмотрено (Vorren et. al. 1991) с применением биостратиграфии. Однако, Уоррен предположил, что нижняя часть клина - средне-позднемиоценового возраста, в контраст более молодому возрасту, полученному в результате наших исследований, основанных на факте налегания на океаническую кору возраста 5 аномалии.

Налицо несоответствие с результатами, относящимися к сейсмическим корреляциям и вопросу - нижние ли части клина присутствуют в скважинах, которые мы исследуем.

Главный довод для более раннего возраста - большое содержание в отложениях конусов переотложенного материала. Мы попытались преодолеть эту проблему использованием как можно большего количества критериев, применением критического отношения к материалам и методам, строя посредством этого четкие критерии и игнорируя биостратиграфическую информацию, путаница с которой проистекает ввиду переотложения материала.

Нашей первоначальной гипотезой было то, что конуса - молодого, плио-плейстоценового возраста. Это основывалось на моделировании гравитационных аномалий (Fjeldskaar & Riis 1988) и схожести сейсмической структуры с плио-плейстоценовыми осадками у центральной части Норвегии. Это предполагал еще Нансен (Nansen 1904), который рассматривал выраженные в батиметрии конусы как продукт ледниковой эрозии и переотложения.

Мы изучили колонки скважин 7117/9-1 и 7117/9-2 (Рис. 1) с хребта Сенья, единственных, которые полностью вскрыли отложения конусов на окраине Баренцева моря, сравнив с результатами интерпретации разреза скважины 7119/7-1, которая расположена вне конусов. Результаты четко показывают, что отложенные конусы выноса – ледникового происхождения и время их накопления – поздний плиоцен – плейстоцен. Эти выводы являются основой для изучения истории аплифта и эрозии Баренцевоморского региона, а также существенной помощью при моделировании эволюции осадочных бассейнов Баренцева моря.

Сейсмическая интерпретация.

Выделяется два крупных конуса, представляющих собой осадочные клинья, спускающиеся с западной окраины Баренцева моря в западном направлении. Они расположены на продолжении шельфовых трогов, один – трога Стурфиордренна, и более крупный – Медвежинского трога. Континентальная окраина покрыта региональной сейсмической съемкой, а местами – детальными исследованиями. Только несколько профилей продолжаются в западном направлении в пределы океанической котловины. В данном исследовании мы больше внимания уделяем базальной части конусов выноса, чем их внутреннему строению.

Рисунок 2 показывает граница распространения Медвежинского конуса выноса, с показом мощностей осадочного клина. Изолинии построены на основе интерпретации сейсмических данных путем определения мощности осадков между подошвой конуса выноса и верхним региональным несогласием (URU). Это несогласие срезает Медвежинский конус в его восточной части, посредством чего определяется восточная граница конуса к полному выклиниванию в скв. 7119/7-1 (Vorren et. al. 1989, рис. 8). Район двух скважин на хребте Сенья покрыт сеткой сейсмопрофилей 1´1км весьма хорошего качества. Рис. 3 демонстрирует сейсмический профиль, связывающий скважины. Используя детальный грид производственных профилей, ввиду их пересечения с региональными сейсмическими профилями удалось передать рефлекторами возраст комплексов от скважин к основному депоцентру Медвежинского конуса выноса на  72° с. ш. севернее скважин. На рис. 4 и 5 показана привязка основных сейсмических комплексов конуса выноса, выделяемых по скважинам и гораздо севернее на сейсмических профилях. Конус выделяется мощной толщей недеформированных и проградирующих осадков, ограниченных нижним несогласием (рефлектор R-3).

Сейсмические профили, пересекающие точки скважин, наводят на два главных несогласия внутри конусов выноса: верхнее региональное несогласие (URU, по терминологии Vorren et. al. 1990) или рефлектор R-1, которое располагается примерно на глубине 0,67 сек или 600 м в обеих скважинах. Под ним ярко выраженная граница комплексов (рефлектор R-2 на рис. 6 и 7) на глубине 0,98 сек в скв. 7117/9-1 и на глубине 0,92 сек в скв. 7117/9-2, соответственно на глубинах 910 и 860 м под поверхностью дна. Рефлектор R-2 определяется срезанием подстилающих клиноформ, и он может быть прослежен в западном направлении до древней бровки шельфа. К востоку рефлектор R-2 срезает подошву конуса и определяется также в виде глубоких эрозионных каналов в бассейне Тромсё. Эти эрозионные каналы лучше видны на сейсмоакустике. Подошва конусов (рефлектор R-3 на рис. 6 и 7) также отмечает границу комплекса, которая определяется эрозионным рельефом на хребте Сенья. Этот рефлектор прослеживается до изученных скважин. Подошву клина нелегко определить по сейсмике, когда она перекрывает океаническую кору. Существование разреза более древних осадков, чем изучаемый нами, соответственно, не может служить указанием. Ниже обсуждается,  как корреспондируются рефлекторы и границы биостратиграфических зон (рис. 3). Sattem et. al. 1992 изучил северную часть Медвежинского конуса к западу от о-ва Медвежий и отметил глубокие эрозионные каналы на подошве комплекса «А», которая соответствует рефлектору R-3 в нашем исследовании. Таким образом, формирование эрозионных каналов в районе Медвежьего произошло явно раньше, чем в бассейне Тромсё, расположенном южнее.

Скважина 7117/9-2 находится на хребте Сенья в более высокой структурной позиции, чем скв. 7117/9-1, и рефлекторы на подошве конуса выноса трансгрессивно налегают в сторону этого поднятия. На рис.3 представляет собой сейсмический профиль, соединяющий скважины, хорошо видно, что нижние 50-60 мсек разреза скважины 7117/9-1 отсутствует в разрезе скв. 7117/9-2. Далее к западу чёткая эрозионная граница конуса выноса отсутствует, поэтому определять её по сейсмическим данным довольно сложно. Пределы ошибки определения подошвы фона здесь порядка 0-50 мсек.

Рис. 4 документирует корреляцию сейсмических комплексов от скважин по направлению к депоцентральной части клина. Рис. 5 демонстрирует интерпретационный разрез по профилю, доходящему до края шельфа, и показывает структуру главных комплексов осадочного клина. Отмечается эрозионное срезание палеоцен-эоценовых толщ на хребте Сенья, вырождающееся к скв. 7117/9-2 и налегание клина далее к северо-западу на толщи предположительно олигоцен-миоценового возраста.

Скв. 7119/7-1 расположена восточнее других скважин и не содержит осадков клина (рис. 8).

Биостратиграфия.

Для анализов использовались навески на 50-100 г. Наиболее чётко определены планктонные и бентосные фораминиферы.

Скв. 7117/9-1 и 7117/9-2.

 В верхних примерно 100 м осадков во время бурения образцы не отбирались. Биостратиграфия верхних 600-700 м в этих скважинах довольно определённая и непроблематичная. В комплексах фораминифер преобладают плиоценовые и плейстоценовые, с меньшим количеством микрофауны позднемелового и раннепалеогенового возраста.

Ниже этого уровня и до глубины 1180 м в скв. 7117/9-1 и до глубины 1120 м в скв. 7117/9-2 ситуация сложная. На всех уровнях доминирует эоценовая микрофауна. Это было основанием для определения эоценового возраста начала отложения конуса выноса в ранее неопубликованных докладах Норвежского Нефтяного Директората. Однако ранее имеет место заметное содержание плио-плейстоценовых форм, гораздо меньшее количество позднемеловой микрофауны, а также смешение фауны широкого возрастного спектра – от поздней юры до миоцена. Если исключить из рассмотрения всю другую фауну, кроме плио-плейстоценовых форм, получим глубинную зональность, которая чётко идентифицируется в обеих скважинах на примерно равных глубинах ниже поверхности дна. Можно выделить 4 различные зоны, определяемые по бентосным и планктонным фораминиферам и единичным остаткам спикул губок. В скв.7117/9-1 присутствуют все 4 зоны, в скв. 7117/9-2 определяются только 3 верхних. Верхние границы зон наблюдаются почти на одинаковых глубинах в скважинах. Это указывает на первичность зональности. Вряд ли такая зональность на равных глубинах в двух разных скважинах имела бы место, если бы плио-плейстоценовая фауна была бы занесена вниз по скважине по техническим причинам. Более того: зональные границы корреспондируются с главными внутренними рефлекторами в разрезе и, возможно, отражают основные осадочные комплексы (рис. 3), получающихся неуверенно при пересчёте секунд в метры ниже морского дна. Маловероятно также случайное попадание плио-плейстоценовых комплексов в нижнюю часть разреза.

Индикаторы палеообстановок.

Присутствие планктонных фораминифер в прибрежных и шельфовых районах указывает на обстановки открытого моря высокой солёности и отсутствие пресных прибрежных вод. Планктонные фораминиферы в зонах А и D указывают на глубоководные условия. E. hannai определяется многими авторами как индикатор мелководья (Feyling-Hanssen, 1986; Skarbo and Verdenius 1986; King 1989), и указывает, скорее всего, на мелководные условия во время отложения осадков зоны С. Появление планктонных фораминифер и более глубоко обитающей C. grossus (Feyling-Hanssen, 1986; Skarbo and Verdenius 1986; King 1989) в зоне В указывает на увеличение глубин моря после отложения зоны С.

Материалы ледового разноса

Осадки в зонах А-D состоят, в основном, из неконсолидированного материала. В них обычно встречаются обломки пород гравийной размерности. Они обычно угловатые – до полуокатанных, большинство этих обломков представлено осадочными породами типичными для Баренцевского шельфа, кроме того, часто встречаются обломки кристаллических пород диаметром до 1 см. Довольно большое количество полуокатанного гравия интерпретируется как результат ледниковой транспортировки или материал ледового разноса, или как отложение ледниковых щитов. По скважинам на плато Воринг устойчивое осадконакопление с продуктами ледового разноса продолжалось в течение последних 6 млн. лет – в восточной части Норвежского моря (рис. 15, Jansen and Sioholm, 1991). Небольшой привнос материала ледового разноса фиксируется в осадках с возрастом 5,5 млн. лет. Незначительные содержания наблюдаются до 2,6 млн. лет, когда осадконакопление с материалом ледового разноса увеличивается по магнитуде на несколько порядков, отмечая время формирования крупных ледниковых щитов на Скандинавии, поставляющих большое количество айсбергов в океан (Jonsen et. el. 1990; Jonsen and Sioholm 1991). Скорее всего, материал ледникового переотложения в фонах отлагался в связи с этой фазой увеличения оледенения и датируемое, таким образом, примерно в 2,6 млн. лет назад. Это хорошо корреспондируется с вышеупомянутой точкой зрения, что зоны D-А – позднепалеоценового и более молодого возраста и коррелирует биостратиграфию по скважинам плато Воринг со скважинами, обсуждаемым здесь. Мы иллюстрируем это соотношение на рис. 15.

Скв. 344, пробуренная к востоку от хребта Книповича в дистальных частях конуса выноса Стурфиорд (рис. 1). Силл, возможно, залегающий недалеко от поверхности фундамента, датируется возрастом в 3 млн. лет K-Ar методом (Talwani et. al. 1976). Колонка осадков содержит смесь турбидитов и ледниково-морских осадков,  и биостратиграфический анализ разреза (Talwani et. al. 1976) интерпретируется в свете биостратиграфии по рейсу Leg. 104 ODP, и указывает, что весь разрез скважины – моложе границы миоцен/плиоцен. Это также подтверждает молодой возраст конуса выноса Стурфиорд.

Данные по изотопам кислорода, которые отражают позднетретичное похолодание и возникновение крупномасштабного оледенения Северного полушария, документируют серию ледниковых фаз, налегающихся на тренд похолодания в интервале 3,5-2,3 млн. лет (Shackleton et. al. 1984; Keigwin, 1987; Raymo et. al. 1989; Sarnthein and Thiedemann 1992; Jansen et. al.; in press).

Несмотря на появление крупномасштабного осадконакопления с материалом ледового разноса, наблюдаемое на диаграмме резким скачком (рис. 15), данные изотопного анализа показывают главный тренд наступления ледников в течение этого периода. Начало ледниковой эрозиии осадконакопления на Баренцевском шельфе являлось, скорее всего, частью этой эволюции. Причины материала ледового разноса на плато Воринг в осадке мессинского  времени 5,5 млн. лет назад возможно, представляют максимально древний возраст для отложения ледниковых обломков, снесённых с Баренцевского шельфа. Незначительный привнос ледникового материала до 2,6 млн. лет свидетельствует, однако, что более или менее существенная ледниковая эрозия на шельфовых областях, окружающих Северную Европу, началась после этого временного рубежа. Следовательно, время, когда ледниковые процессы шли достаточно интенсивно, чтобы образовались такие крупные конусы выноса, было позже 2,6 млн. лет. Наибольшее распространение оледенения и  колебания с цикличностью в 100 тыс. лет имели место позже 1 млн. лет назад. Это чётко фиксируется увеличением содержания материала ледового разноса (рис. 15) и данными изотопных анализов (Stockleton et. al. 1984; Raymo et. al. 1989; Ruddiman et. al. 1989). Возможно, что это маркирует также интенсификацию ледниковой эрозии в Баренцевом море. Мы полагаем, что этот период соотносится с отложением осадков зоны А в конусе выноса Медвежинском. Т.к. эта зона ограничена нижним несогласием, судя по сейсмическим данным, не совсем ясно, какой период продолжительности реально отвечает зоне А. Биостратиграфическая резолюция также не позволяет точно датировать нижнюю границу зоны А.

Обсуждение

Устья трогов конусов выноса различных размеров фиксируются на гляциальных шельфах Северного моря, Гренландском, Шпицбергенском, Сев. Лед. океана и Антарктики, и, к тому же, у Баренцевого моря. Возможно, что активные процессы транспортировки осадков имели место – частично в пределах шельфов, но большей частью локализовались в контурах трогов. Несмотря на беспорность утверждения, что одной из причин образования конусов выноса являлась ледниковая эрозия и переотложения, наращивание конусов и время, необходимое для их образования оценить довольно проблематично.

Более молодой возраст Медвежинского конуса выноса, защищаемый в этой статье, свидетельствует о том, что оледенение на шельфах – более активный агент эрозии, способный перемещать огромные количества осадков. Взаимодействие нескольких процессов привело к направленной ледниковой эрозии ледниковыми щитами, покрывавшими Баренцевский шельф. Большая часть Баренцева моря была покрыта ледниками во время последнего оледенения (Vorren et. al. 1989; 1990; Elverhoi et. al. 1988), и мы допускаем также вероятность нескольких более древних оледенений. Глубокие эрозионные каналы, приуроченные к основанию осадочного клина в районе Медвежьего, (Saettem et. al. 1992) указывают, что граница ледника проходила в этом районе уже с позднего плиоцена. Учитывая, что возраст резкого наступления ледника в Скандинавии – 2,6 млн. лет (Jansen et. al. 1990; Jansen and Sjoholm 1991), то вполне возможно, что в течение большей части этого периода шельф тоже был покрыт ледником. Быстрые смены трансгрессий и регрессий вызвали комбинацию гляцио-эвстатических колебаний уровня моря и гляцио-изостатической компенсации, что также повлияло на перемещение и перераспределение осадков.

Высокие скорости эрозии Баренцевого моря, частично в позднем плиоцене могут быть связаны с возможными отличиями современной топографии от древней. Чисто теоретические соображения говорят о том, что изостатический эффект от исчезновения пласта осадков в 1000м, с плотностью выше 2г/см³, должно вызвать срезание поверхности на примерно 500-600 м (Riis and Fjeldskaar, in press; Vagnes and Faleide, in press). Таким образом, Баренцевский шельф может быть поднят над уровнем моря ещё до плиоценовой эрозионной фазы.

По скважинам также известно, что поднятие Стаппен и  Шпицбергенский складчато-надвиговый пояс были сильно затронуты тектоническими движениями, большей частью, в эоценовое время (Gabrielsen et. al. 1990; Wood et. al. 1990). Тектоника сжатия, которая возможно, относится к этой фазе, описана для севера Баренцева моря (Gabrielsen et. al. 1990). Мы полагаем, что эти тектонические движения привели к аплифту, который предобусловил оледенение района, - благодаря увеличению высоты над уровнем моря.

Это свидетельствует о том, что на СЗ и с Баренцева моря большая часть наблюдаемой эрозии может быть связана с палеогеновым тектоническим аплифтом, в то время как в центральной части Баренцева моря третичные тектонические эффекты были слабыми. Здесь большая часть эрозии может быть соотнесена с ледниковыми процессами, и аплифт может интерпретироваться главным образом как изостатическая компенсация эрозии.

Стратиграфия Баренцева моря говорит о наличии превосходных источниках и резервуарах для углеводородов. Однако, перспективы региона ограничились лишь открытием небольшого числа газовых месторождений. Большинство изысканий свидетельствует о многочислиии остаточной нефти, в то время как существенные объёмы подвижной нефти отмечены только для одного поля Snohvit. Нет открытых полей, заполненных углеводородами до точки максимального наполнения. Это может объяснятся тем, что ловушки углеводорордов были затронуты интенсивной неогеновой эрозией различного генезиса, вызвав тем самым утечку и прераспределение нефти и газа (Skagen, 1993; Riis in press). Наиболее важный эффект выразился в понижении температуры благодаря размыву перекрывающих пород, что прекратило образование углеводородов в зрелых триасовых и юрских породах на больших площадях платформы Баренцева моря. Таким образом, отсутствие газа в ловушках было вызвано его миграцией и утечкой в течение последних 1-2 млн. лет.

Список литературы

1.       Bettenstedt, F., Fahrion, H., Hiltermann, H. and Wick, W., 1962. Tertiar Norddeutschlands. In: H. Bartenstein et al. (Editors), Leitfossilien der Mikropalaontologie. Borntraeger, Berlin, pp. 339-378.

2.       Bleil, U., 1989. Magnetostratigraphy of Neogene and Quaternary sediment series from the Norwegian Sea, Ocean Drilling program Leg 104. Proc. ODP, Sci. Results, 104: 829-901.

3.       DePaolo, D.J., 1986. Detailed record of the Neogene Sr isotopic evolution of seawater from DSDP Site 59OB. Geology, 14: 103-106.

4.       DePaolo, D.J. and Ingram, B.L., 1985. High-resolution stratigraphy with strontium isotopes. Science, 227: 938-941.

5.       Eidvin, T. and Riis, F., 1989. Nye dateringer av de tre vestligste borehullene i Barentshavet. Resultater og konsekvenser for den tertiaire hevingen. Norw. Pet. Dir. Contrib., 27, 44 pp.

6.       Eidvin, T. and Riis, F., 1991. En biostratigrafisk analyse av tertisere sedimenter pa kontinentalmarginen av Midt-Norge, med hovedvekt pa ovrc pliocene vifteavsetninger. Norw. Pet. Dir. Contrib. 29. 44 pp.

7.       Eidvin. T, and Riis, F., 1992. En biostratigrafisk og seismostratigrafisk analyse av tertisre sedimenter i nordlige deler av Norskerenna, med hovedvekt pa ovre pliocene vifteavsetninger. Norw. Pet. Dir. Contrib. 32, 40 pp.

8.       Elverhoi. A.. Antonsen. P., Flood. S.B., Solheim, A. and Vullestad. A.A., 1988. Physical environment in Western Barents Sea. Nor. Pol. Inst. Skr. 179 D, 32 pp.

9.       Feyling-Hanssen, R.W., 1986. Grsnsen mellom Tertisr og Kvartsr i Nordsjoen og i Arktis, fastlagt og korrelert ved hjaslp af bentomske foraminiferer. Dan. Geol. Foren. Arsskr., 1985: 19-33.

10.   Fjeldskaar, W. and Riis, F., 1988. Modellering av tertiser-basseng pa den vestlige margmen av Barentshavet. Nord. Geol. Vintermote. Abstract. Dan. Geol. Unders., 18: 116-117.

11.   Gabrielsen, R.H., Fxrseth, R.B., Jensen, L.N., Kalheim, J.E., Riis, F., 1990. Structural elements of the Norwegian continental shelf. Part I: The Barents Sea Region. Norw. Pet. Dir. Bull., 6, 33 pp.

12.   Hess, J., Bender, M.L. and Schilling, J.G., 1986. Evolution of the ratio of strontium-87 to strontium-86 in seawater from Cretaceous to present. Science, 231: 979-984.

13.   Jansen, E. and Sjoholm, J., 1991. Reconstruction of glaciation over the past 6 Myr from ice-borne deposits in the Norwegian Sea. Nature, 349: 600-603.

14.   Jansen, E., Beil, U., Henrich, R., Kringstad, L. and Slettemark, В., 1988. Paleoenvironmental changes in the Norwegian Sea and the Northeast Atlantic during the last 2.8 m.y.: Deep Sea Drilling Project, Ocean Drilling Program Sites 610, 642, 643 and 644. Paleoceanography, 3: 563-581.

15.   Jansen, E., Mayer, L., Backman, J., Leckie, M. and Takayama, Т., in press. Evolution of Pliocene climate cyclicity at Site 806B - oxygen isotope record. Proc. ODP, Sci. Results, 130.

16.   Keigwin, L.D., 1987. Pliocene stable isotope record of Deep Sea Drilling Project Site 606: sequential events of 18-0 enrichment beginning at 3.1 Ma. Init. Rep. DSDP, 94: 911-920.

17.   King, C, 1989. Cenozoic of the North Sea. In: D.G. Jenkins and J.W. Murray (Editors), Stratigraphical Atlas of Fossil Foraminifera. (British Micropalaeontol. Soc. Ser.) Ellis Horwood, Chichester, 2nd ed., pp. 418-489.

18.   Koepnick, R.B., Burke, W.H., Dension, R.E., Hetherington, Nelson, H.F., Otto, J.B. and Waite, L.E., 1985. Construction of the seawater ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr curve for the Cenozoic and Cretaceous - supporting data. Chem. Geol., 58: 55-81.

19.   Merk, M.B.E., Duncan, R.A. and Fanavoll, S., 1993. Pliocen basaltvulkanisme pa vestmarginen av Barents-sokkelen - evidenser fra vulkanoklastisk debris i kjerneprever fra boring vest for Bjorneya. Abstr. Norw. Geol. Meet. (Tromse, 1993.) Geonytt, Norw. Geol. Soc, Trondheim, 20, 35.

20.   Nansen, F., 1904. The bathymetrical features of the North Polar Seas - a discussion of the continental shelves and previous oscillations of the shore line. In: The Norwegian North Polar Expedition 1893-1896 Scientific Results. Christiania, Oslo, 4, 232 pp.

21.   Nottvedt, A., Berglund, L.T., Rasmussen, E. and Steel, R.J-, 1988. Some aspects of Tertiary tectonics and sedimentation along the western Barents Shelf. In: A.C. Morton and L.M. Parson (Editors), Early Tertiary Volcanism and the Opening of the NE Atlantic. Geol. Soc. Spec. Publ., 39: 421-425.

22.   Palmer, M.R. and Elder-field, H., 1985. Sr isotope composition of sea water over the past 75 Myr. Nature, 314: 611-641.

23.   Raymo, M.E., Ruddiman. W.F., Backman, J., Clement, B.M. and Martinson, D.G., 1989. Late Pliocene variation in Northern Hemisphere ice-sheets and North Atlantic deep water circulation. Paleoceanography, 4: 413-446.

24.   Riis, F., in press. Dating and measuring of erosion, uplift and subsidence in Norway and the Norwegian Shelf in glacial periods. Nor. Geol. Tidsskr.

25.   Riis, F. and Fjeldskaar, W., in press. On the magnitude of the Late Tertiary and Quarternary erosion and its significance for the uplift of Scandinavia and the Barents Sea. In: R.M. Larsen et al. (Editors), Structural and Tectonic Modelling and its Application to Petroleum Geology. Norw. Pet. Soc. and Graham & Trotman, London.

26.   Sarnthein, M. and Thiedemann, R., in press. (Towards a) high resolution stable isotope stratigraphy of the last 3.3 million years, ODP Sites 658 and 659 off Northwest Africa.

27.   Shackleton, N.J., Backman, J., Zimmermann, H., Kent, D.V., Hall, M.A., Roberts, D.G., Schnitker, D., Baldauf, J., Desprairies, A., Homrighausen, R., Huddlestun, P., Keene, J.B., Kaltenbach, A.J., Krumsick, K.A.O., Morton, A.C., Murray, J.W. and Westberg-Smith, J., 1984. Oxygen isotope calibration of the onset of ice-rafting and history of glaciation in the North Atlantic region. Nature, 307: 620-623.

28.   Sigmond, E.M.O., 1993. Bedrock map of Norway with adjacent shelf and ocean areas. Scale 1 : 300000. Geol. Surv. of Norway, Trondheim.

29.   Skagen, J., 1993. Effects on hydrocarbon potential caused by uplift and erosion in the Barents Sea. In: Т.О. Vorren, E. Bergsager, 0.A. Dahl-Stamnes, E. Holten, B. Johansen, E. Lie and T.B. Lund (Editors), Arctic Geology and Petroleum Potential. (Norw. Pet. Soc. Publ., 2.) Elsevier, Amsterdam, pp. 711-719.

30.   Skarbe, O. and Verdenius, J.G., 1986. Catalogue of Microfossils, Quaternary-Tertiary. Cont. Shelf Inst., Trondheim, IKU Publ., 113.

31.   Spencer, A.M., Home, P.C. and Berglund, L.T., 1984. Tertiary structural development of the western Barents Shelf: Troms to Svalbard. In: A.M. Spencer (Editor), Petroleum Geology of the North European Margin. Norw. Pet. Soc. and Graham & Trotman, London, pp. 199-209.

32.   Spiegler, D. and Jansen, E., 1989. Planktonic Foraminifer Biostratigraphy of Norwegian Sea Sediments: ODP Leg 104. Proc. ODP, Sci. Results, 104: 681-696.

33.   Saettem. J., Poole, D.A.R., Ellingsen, K..L. and Sejrup, H.P., 1992. Glacial geology of outer Bjornoyrenna, southwestern Barents Sea. Mar. Geol., 103: 15-51.

34.   Talwani, M., Udintsev, G. et al., 1976. Inital Reports of the Deep Sea Drilling Project. Init. Rep. DSDP, 38, 1256 pp.

35.   Vorren, Т.О., Lebesbye, E., Henriksen, E., Knutsen, S.M. and Richardsen, G., 1988. Cenozoic erosjon og sedimentasjon i det serlige Barentshav. Abstract, XVIII Nordisk Geologisk Vintermete, Copenhagen 1988, p. 424.

36.   Vorren, Т.О., Lebesbye, E., Andreassen, K. and Larsen, K.B., 1989. Glacigenic sediments on a passive continental margin as exemplified by the Barents Sea. Mar. Geol., 85: 251-272.

37.   Vorren, Т.О., Richardsen, G., Knutsen, S.M. and Henriksen, E., 1990. The western Barents Sea during the Cenozoic. In: U. Bleil and J. Thiede (Editors), Geological History of the Polar Oceans: Arctic Versus Antarctic. (Nato ASI Ser. C, Math. Phys. Sci., 308.) Kluwer, Dordrecht, pp. 95-118.

38.   Vorren, Т.О., Richardsen, G. and Knutsen, S.-I., 1991. Cenozoic erosion and sedimentation in the western Barents Sea. Mar. Pet. Geol., 8: 317-340.

39.   Vagnes, E., Faleide, J. and Gudlaugsson, S.T., in press. Glacial erosion and tectonic uplift in the Barents Sea. In: L.N. Jensen and F. Riis (Editors), Post-Cretaceous Uplift and Sedimentation along the Western Fennoscandian Shield. Nor. Geol. Tidsskr.

40.   Weaver, P.P.E. and Clement, B.M., 1986. Synchroneity of Pliocene planktonic foraminiferid datums in the North Atlantic. Mar. Micropaleontol., 10: 295-307.

41.   Wood, R.J., Edrich, S.P. and Hutchinson, I., 1990. Influence of North Atlantic tectonics on the large-scale uplift of the Stappen High and Loppa High, western Barents Shelf. In: A.J. Tankard and H.R. Balkwill (Editors), Extensional Tectonics and Stratigraphy of the North Atlantic Margins. Am. Assoc. Pet. Geol. Mem., 43: 559-566.

Reference:

Eidvin T., Jansen E. and Riis F., Chronology of Tertiary fan deposits off the western Barents Sea: Implications for the uplift and erosion history of the Barents Shelf. 1993, Marine Geology, Vol. 112, p. 109 - 131 .