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).

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].

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).

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.

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.