Новые данные по строению осадочного чехла Гренландского моря позволили по-новому интерпретировать сейсмические данные, а также аномальное магнитное поле. Полученные интерпретации вносят существенные коррективы в существующие тектонические модели и дают основания для расшифровки истории тектонического развития региона. Предложена модель событий геологической истории Гренландского моря для олигоценового времени. Предполагается происхождение линейных магнитных аномалий севера Гренландского моря как результат процессов вулканической активности в до-олигоценовое время. Ранне-кайнозойский морской бассейн, располагавшийся на месте Гренландского моря, характеризовался относительной мелководностью с глубинами моря до 500 метров. Современный хребет Книповича образовался в поздне-миоценовое время, структурно наложившись на предыдущий тектонический план. Амплитуда горизонтальных перемещений в системе хребта Книповича незначительна, так как в бортах рифтовой долины обнажаются древние осадочные породы.

Полученные в последнее десятилетие новые геолого-геофизические данные по северу Гренландского моря проливают свет на тектоническое развитие этого бассейна. Неожиданными были полученные в результате глубоководного бурения [Thiede et al., 1995] данные о наличии олигоценовых пород в центральной части бассейна, в непосредственной близости от срединно-океанического хребта Книповича. Согласно плито-тектонической модели развития этого сектора Мирового океана [Talwani & Eldholm, 1977], олигоценовое время характеризуется резкой сменой тектонического режима. Сдвиговые перемещения Гренландии относительно Шпицбергена сменились раскрытием бассейна с образованием спредингового хребта [Faleide et al., 1996]. Таким образом, олигоценовые породы должны в настоящее время обнаруживаться только вблизи континентальных окраин, сменяясь в сторону центра бассейна более молодыми осадочными породами.

Анализ сейсмических профилей, аномального магнитного поля и образцов осадочных пород, полученных при драгировании склонов рифтовой долины хребта Книповича, свидетельствует о широком распространении олигоценовых осадочных пород по всей площади Гренландского моря. Олигоценовые осадки отсутствуют лишь в районах выступов океанического и континентального фундамента, а также на дне рифтовой долины хребта Книповича.

В работе использованы сейсмические [Батурин, 1986; 1992; 1993; Батурин и Нечхаев, 1989; Шкарубо, 1996; 1999; Faleide et al., 1996] и сейсмоакустические данные [Гусев и Шкарубо, 2001], аномальное магнитное поле [Olesen et al., 1997], изданные батиметрические карты [Crane K. (ed.), 1995; Ohta, 1982], опубликованные данные по глубоководному океаническому бурению а также материалы международного научно-исследовательского рейса «Книпович-2000».

Рифтовая долина хребта Книповича имеет субмеридиональное простирание и на большом протяжении V-образный поперечный профиль. Крутизна склонов западного и восточного бортов меняется по простиранию рифтовой долины. В ней присутствуют многочисленные поднятия, которые в большинстве представляют собой действующие и древние подводные вулканы с лавовыми потоками, что зафиксировано сонарной съемкой [Crane et al., 1995]. Борта рифтовой долины осложнены террасовидными уступами, подчеркивающими блоковое строение гребневой зоны хребта. Эти ступенчатые сбросы нарушают базальтовый фундамент и весь перекрывающий его осадочный чехол, что указывает на сравнительно молодой возраст дислокаций растяжения. Уступы довольно часто размещены с 500-метровым шагом по глубине друг относительно друга.

Цепь наиболее высоких вершин гребневой зоны хребта ассоциируется с 3 магнитной аномалией [Шкарубо, 1996]. Осевая аномалия ярко выражена только в северной части хребта Книповича. На всем протяжении, за исключением северной части хребта, наблюдается четкая корреляция осей магнитных аномалий на западном и восточном бортах хребта. При восстановлении непрерывности магнитных аномалий возникает цельная картина, что позволяет сопоставить структуры на западном и на восточном бортах.

Вулканические породы хребта Книповича к настоящему времени недостаточно исследованы. Известны результаты исследования образцов базальтов из керна скважины № 344 [Talwani, Udintsev et al., 1976], а также образцов, полученных при драгировании склонов рифтовой долины [Neumann & Schilling, 1984], и в пределах детальных полигонов [Сущевская и др., 1997; 1999]. Вулканические породы относительно обогащены натрием, кремнием, калием и обеднены железом [Neumann & Schilling, 1984; Сущевская и др., 1997]. Специфической особенностью хребта Книповича является излияние наименее глубинных по происхождению расплавов Nа-типа, что отражает иной по сравнению с хребтами северной Атлантики геодинамический режим и фиксирует более холодную литосферу.

Детальное изучение материалов МОВ ОГТ по хребту Книповича обнаруживает его аномальные особенности [Гусев и Шкарубо, 2001]. Сохранение тенденции сокращения мощностей отдельных сейсмокомплексов в западном направлении наблюдается как на западном, так и на восточном бортах рифтовой долины, предполагая “перехлест” потоков осадков со Шпицбергенской окраины через место расположения современной рифтовой долины. Можно предположить отсутствие глубокой депрессии в месте современной рифтовой долины в момент отложения этих осадочных толщ. Последующее обрушение океанического ложа и образование рифта привели к нарушению осадочной толщи многочисленными дизъюнктивами.

Пробуренные на Гренландско-Шпицбергенском пороге скважины глубоководного океанического бурения (№№ 908 и 909) позволили осуществить стратиграфическую привязку сейсмических горизонтов. Детальный анализ сейсмических материалов говорит о широком распространении олигоценового комплекса, который прослеживается вплоть до гребневой зоны хребта Книповича. Этот наиболее древний осадочный комплекс Норвежско-Гренландского моря, вскрытый океаническим бурением [Thiede et al., 1995], в пределах гребневой зоны хребта, по-видимому, сохранился фрагментарно в понижениях поверхности океанического фундамента, где на олигоценовый комплекс несогласно налегают неогеновые отложения. Поверхность несогласия, указывающая на восходящие блоковые движения, в гребневой зоне хребта Книповича фиксируется на многочисленных профилях. Этот перерыв в осадконакоплении отмечен и в разрезе скважины 908 на хребте Ховгард, где отсутствуют миоцен-раннеплиоценовые отложения [Thiede et al., 1995]. Подобный вариант идентификации возраста сейсмических комплексов может служить основой при интерпретации геодинамических обстановок в зоне хребта. Для уточнения особенностей строения осадочного чехла глубоководной котловины Гренландского моря с учетом сейсмостратиграфических схем разных авторов [Батурин, 1986; 1992; Faleide et al., 1996; Шкарубо, 1999] была проведена увязка сейсмических горизонтов. Стратиграфическая привязка опорных отражающих горизонтов базируется, в отличие от предшествующих работ, на данных глубоководного океанического бурения в проливе Фрама, проведенного в последние годы, а также на основании изучения образцов, поднятых при драгировании склонов рифтовой долины хребта Книповича.

Драгирование дна и бортов рифтовой долины хребта Книповича в ходе XIX-го рейса НИС «Профессор Логачев» (сентябрь 2000 года) выявило крайне неравномерное распределение осадков, а также древних и свежих базальтовых излияний по простиранию хребта. С западного склона рифтовой долины на широте 77° 52’ (Рис. 1) были подняты темные, уплотненные глины (аргиллиты) и сильно измененные базальты [Tamaki, et al, 2001]. Большое количество поднятого материала (около 200 кг), его слабая окатанность, и наличие свежих сколов на обломках пород свидетельствуют о близости коренного источника и вряд ли могут объясняться ледовым разносом [Баранов и др., 2001]. В самом крупном образце наблюдается контакт аргиллита и базальта с зоной закалки в аргиллите, что может свидетельствовать об интрузивной природе базальта.

В аргиллитах обнаружены спорово-пыльцевые спектры, характерные для средней юры–позднего мела [Баранов и др., 2001]. В результате микрофаунистического анализа в 7 образцах аргиллитов были обнаружены комплексы планктонных и бентосных фораминифер [Бугрова и др., 2001]. Во всех образцах содержится комплекс фораминифер практически одного и того же состава и одинаковой сохранности. Можно полагать, что встреченная фауна находится in situ и не является привнесенной или переотложенной, т.к. при механическом переносе она была бы разрушена.

Обнаруженные планктонные виды не дают точного определения возраста в рамках зональной шкалы, но позволяют определить олигоценовый возраст отложений. Виды Globigerina ouachitaensis и Chiloguembelina gracillima встречаются в стартотипе рюпельского яруса. Вид Globigerina postcretacea описан из олигоцена Восточных Карпат; это типичная форма низов олигоцена вне тропической области. Олигоценовым является и вид Globorotalia opima (или Turborotalia, у разных авторов), известный из стратотипа рюпельского яруса.

Определены также стратиграфически важные бентосные виды, которые в целом характеризуют олигоцен северо-западной Европы, встречаясь в следующих местах: в северо-восточной части Бельгии – в стратотипе рюпельского яруса  (глины Boom), а также в одновозрастных отложениях Эльзаса, в Нидерландах и Германии (в «септариевых» глинах), Хэмпширском бассейне южной Англии (серии Хэдон и Бэмбридж).

Одна из характерных черт драгированных олигоценовых пород хребта Книповича заключается в том, что комплексы фораминифер отличаются от таковых в одновозрастных породах на Шпицбергене [Manum & Throndsen, 1986] и от полученных в результате глубоководного бурения в проливе Фрама [Ostermann & Spiegler, 1996] (см. табл. 1).

 Наличие в осадках гребневой зоны хребта стратиграфического перерыва, связанного с режимом неотложения осадков или их последующим размывом, позволяет предположить воздымание этой области дна. Судя по конседиментационным деформациям осадочных толщ, наблюдаемым на сейсмических разрезах и выраженным в «задирах» горизонтов и выклинивании осадочных комплексов по направлению к выступам фундамента, данная область была охвачена воздыманием именно в предпозднемиоценовое время. Амплитуда вертикальных движений в первом приближении соизмерима с относительным превышением гребневой зоны хребта над сопряженной абиссальной равниной (бассейн Борея) и может достигать 0,5–1,0 км. В это же время формируется цепь наиболее высоких вулканических вершин, составляющих современный подводный хребет и ограничивающих рифтовую долину.

Величина постолигоценового горизонтального растяжения в северной части хребта Книповича ориентировочно оценивается сложением проекций на горизонтальную плоскость районов отсутствия олигоценовых пород, что примерно соответствует ширине рифтовой долины (порядка 20 км) и суммарной горизонтальной амплитуде сбросовых нарушений (до 1,5 км). Особенности строения гребневой зоны хребта Книповича позволяют предположить в качестве ведущего механизма его образования возможное формирование сводового поднятия  и его последующий раскол.

 После учета всех вышеперечисленных фактов, была проведена интерпретация аномального магнитного поля Гренландского моря. В отличие от ранее опубликованных вариантов интерпретации линейных магнитных аномалий, не все линеаменты объясняются одним и тем же механизмом образования. Так, многие магнитные аномалии, локализующиеся вблизи континентальных окраин, отождествляются с магматическими протрузиями, внедряющимися чаще всего по ослабленным зонам, приуроченным к зоне перехода. К спрединговым аномалиям отнесены четко прослеживаемые и коррелируемые максимумы и минимумы, к которым с полной обоснованностью можно применить термин «линейные», они локализуются в центральной части глубоководной впадины.

Определенную корреляцию обнаруживают линеаменты современной топографии и магнитные аномалии в бассейне Борея, западнее хребта Книповича. Здесь над поднятиями рельефа северо-восточного простирания фиксируются максимумы и минимумы аномального магнитного поля аналогичного простирания. Эти направления лучше всего выражены в магнитном поле, где между непротяженными аномалиями прослеживаются зоны потери корреляции, которые интерпретируются как трансформные разломы. Полное отсутствие корреляции наблюдается в гребневой зоне хребта Книповича, где четко выраженные в батиметрии рифтовая долина и рифтовые горы никак не соотносятся с простиранием магнитных аномалий (Рис. 2).

Таким образом, детальное изучение батиметрии, сейсмоакустических профилей и материалов МОВ ОГТ, а также данных о современной сейсмичности хребта Книповича обосновывает его дискордантное положение по отношению к окружающим структурам, что позволяет связать его формирование с новейшими, наложенными тектоническими процессами. Локализация океанического рифта хребта Книповича в восточной части котловины Норвежско-Гренландского бассейна, в непосредственной близости от Западно-Шпицбергенской части материковой окраины, произошла в поздне-миоценовое время. Линейные магнитные аномалии, фиксирующиеся над океаническим ложем по обе стороны от хребта Книповича, и имеющие отличные от хребта простирания, являются свидетельством пред-олигоценовых процессов океанообразования. Возможно, этот тектонический импульс коррелируется с этапом раскрытия Норвежского моря в районе хребта Эгир.

Олигоценовый этап тектонического развития

 Олигоценовое время для Норвежско-Гренландского бассейна также, как и для Арктики в целом, является переломным. Таких наиболее значимых перестроек структурного плана северо-восточной части Норвежско-Гренландского суббассейна было две – в олигоцене и в позднем миоцене. За пределами изучаемой площади, на юге Норвежско-Гренландского бассейна – на плато Воринг, в Норвежской и Лофотенской котловинах – олигоцен маркирует начало погружения океанического ложа на океанские глубины. Тоже происходит и в северной части Гренландского моря.

Микропалеонтологические исследования свидетельствуют о большом разнообразии палеогеографических обстановок, что в свою очередь приводит к выводу о богатстве фаций, в которых накапливались олигоценовые осадки. Так, комплексы планктонных и бентосных фораминифер, обнаруженных на хребте Книповича [Бугрова и др., 2001], отличаются от описанных одновозрастных комплексов с архипелага Шпицберген, с Западно-Баренцевской окраины, с хребта Ховгард, Гренландско-Шпицбергенского плато, южной части Норвежского моря и плато Воринг. Вместе с тем, все микрофаунистические комплексы свидетельствуют об общей тенденции к неблагоприятной экологической обстановке, похолоданию, и, как следствие, – обеднению видового разнообразия.

На Шпицбергене олигоцен  характеризуется обмелением мелководного Центрального палеогенового бассейна и установлением в его пределах континентальных условий осадконакопления [Лившиц, 1973]. Флора из стурвольской свиты Центрального бассейна снизу вверх по разрезу становится более однообразной, что может свидетельствовать о похолодании.

Анализ сейсмических данных свидетельствует о ярко проявленном в олигоценовое время перерыве в осадконакоплении. Олигоценовое несогласие является наиболее контрастным и на Западно-Баренцевской, и на Западно-Шпицбергенской частях континентальной окраины. Микропалеонтологические данные свидетельствуют о смене мелководных фаций глубоководными. Постепенное прогибание привело к наклону океанского дна к центру бассейна, происходило оползание осадочных толщ к подножию формирующегося континентального склона. На сейсмограммах эти осадки обычно характеризуются прозрачной записью или хаотическими рефлекторами, отражающими процессы лавинной седиментации, скучивания и  оползания. На Западно-Шпицбергенской части материковой окраины немецкими геологами выделено 2 уровня оползневых комплексов, разделенных осадочными толщами со слоистой структурой. Прослеживание оползневых комплексов вдоль материковой окраины Шпицбергена выявило их выклинивание на одних сейсмостратиграфических уровнях и появление на других [Faleide et al., 1996]. На окраинах им соответствует эпоха регрессии.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1.        Баранов Б.В., Черкашев Г.А., Гусев Е.А., Сущевская Н.М., Смирнова С.Б. Юрско-меловые породы хребта Книповича: ледовый разнос или свидетельство сложной истории раскрытия Северной Атлантики? Материалы рабочего совещания Российского отделения международного проекта InterRidge. с. 26, ВНИИОкеангеология, Санкт-Петербург, 2001.

2.        Батурин Д.Г. Западная континентальная окраина архипелага Шпицберген - тектоника и седиментация. — В кн.: Красильщиков А.А., Мирзаев М.Н. (ред.) Геология осадочного чехла Шпицбергена. ПГО «Севморгеология», с. 125–135, 1986.

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

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

5.        Батурин Д.Г. Структура осадочного чехла и развитие Шпицбергенской континентальной окраины. — В кн.: Осадочный чехол Западно-Арктической метаплатформы (тектоника и сейсмостратиграфия). Мурманск, с. 35–47, 1993.

6.        Бугрова Э.М., Гусев Е.А., Тверская Л.А. Олигоценовые породы хребта Книповича. Геология морей и океанов. Тезисы докладов XIV Международной школы морской геологии. Т. I, с. 28–29, М., 2001.

7.        Верба В.В., Аветисов Г.П., Шолпо Л.Е., Степанова Т.В. Геодинамика и магнетизм базальтов подводного хребта Книповича (Норвежско-Гренландский бассейн). Российский журнал наук о Земле. Том 2, №4, с. 3–13, 2000.

1.        Гусев Е.А.., Шкарубо С.И. Аномальное строение хребта Книповича. Российский журнал наук о Земле. Том 3, №2, с. 165–182, 2001, http://eos.wdcb.rssi.ru/rjes/rjes_r00.htm

8.        Карасик А.М., Куташова А.И., Позднякова Р.А., Рождественский С.С. Норвежско-Гренландский бассейн. — В кн.: Геофизические характеристики земной коры Атлантического океана. Л., «Недра», с. 17–49, 1985.

9.        Лившиц Ю.Я. Палеогеновые отложения и платформенная структура Шпицбергена. Ленинград. «Недра», 1973. 160 с.

10.     Сущевская Н.М., Черкашев Г.А., Богданов Ю.А., Цехоня Т.И. Геохимические и тектонические неоднородности строения хребтов Мона–Книпович. Геология морей и океанов, тезисы докладов XII Международной школы морской геологии, Том II, с.188–189, Москва, ГЕОС, 1997.

11.     Шкарубо С.И. Особенности спрединга в северной части Норвежско-Гренландского бассейна. — В кн.: Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона, Санкт-Петербург, ВНИИОкеангеология, с.101–114, 1996.

12.     Crane K., Vogt P.R. & Solheim A. (eds.) Seafloor atlas of the northern Norwegian-Greenland Basin. Norsk Polarinstitutt Meddelelser. №137, 1995, 172 p.

13.     Faleide J.I., Solheim A., Fiedler A., Hjelstuen B.O., Andersen E.S. & Vanneste K. Late Cenozoic evolution of the western Barents Sea – Svalbard continental margin. Global and Planetary Change, 1996. №12, p. 53–74.

14.     Manum S.B., Throndsen T. Age of Tertiary formations on Spitsbergen. Polar Research, №4, p. 103–131, 1986.

15.     Neumann E.-R. & Schilling J.-G. Petrology of basalts from the Knipovich Ridge; Norwegian-Greenland Sea. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1984. Vol. 85, p. 209-223.

16.     Ohta Y. Morpho-tectonic studies around Svalbard and the northernmost Atlantic. Canadian Soc. Petrol. Geol. Memoir, Vol. 8, p. 415–429, 1982.

17.     Olesen O.G., Gellein J., Habrekke H., Kihle O., Skilbrei J.R. & Smethrust M.A. Magnetic Anomaly Map, Norway and adjacent ocean areas. Scale 1:3 million. Geological Survey of Norway. 1997.

18.     Osterman L.E. & Spiegler D. Agglutinated benthic foraminiferal biostratigraphy of sites 909 and 913, northern North Atlantic. — In: Thiede J., Myhre A.M., Firth J.V., Johnson G.L. & Ruddiman W.F. (eds.) Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results. Vol. 151, p. 169–181, 1996.

19.     Talwani M., Udintsev G., et al., Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, Vol. 38, 1976. 682 p.

20.     Talwani M. & Eldholm O. Evolution of the Norwegian-Greenland Sea, Geol. Soc. Amer. Bull., Vol. 88, p. 969–994, 1977.

21.     Tamaki K., Okino K., Curewitz D., Sato H., Baranov B., Gusev E., Crane K., Gardner J., Goto Sh., Asada M. Tectonics and magmatism of the Knipovich Ridge, the Northern Atlantic: Initial Results of the Knipovich-2000 Cruise. European Union of Geosciences, 8^th April–12^th April 2001, Strasbourg, 2001, p. 306.

22.     Thiede J., Myhre A.M., Firth J.V. etc. Cenozoic Northern Hemisphere Polar and Subpolar Ocean paleoenvironments (summery of ODP Leg. 151 Drilling Results). — In: Proceedings of the Ocean Drilling Program, initial Reports, Vol. 151, p. 397—420, 1995.

Ссылка на статью:  Гусев Е.А. Олигоценовый этап тектонического развития Гренландского моря // Комплексные исследования природы Шпицбергена. 2005. Вып. 5. Апатиты: Изд. КНЦ РАН, с.157-167.