Анализ материалов площадного эхолотирования и детальных карт рельефа дна, составленных ПИНРО, а также геолого-геофизических данных позволил по-новому представить морфологию, морфоструктурные особенности и черты развития Баренцевоморского шельфа. На узком прибрежном шельфе распространены цокольные денудационные равнины и плато, а за его пределами - структурно-денудационные и моноклинально-пластовые возвышенности, структурные и базальтовые плато, аккумулятивные низменности-синеклизы и равнины. Главные рубежи в истории развития морфоструктур дна Баренцева моря приходятся на новый (меловой-раннепалеогеновый) и новейший (плиоцен-раннечетвертичный) этапы. В плейстоцене древний субаэральный рельеф подвергся значительной гляциальной обработке материковыми ледниками.

Рельеф дна Баренцева моря до настоящего времени представляется в самых общих чертах [Геология СССР, 1970; Дибнер, 1970; Кленова, 1974; Нансен, 1938; Панов, 1966]. Противоречивы представления о структурной геоморфологии шельфа. В этой связи лаборатория геологии моря ПИНРО уже много лет проводит в Баренцевом море комплексные геоморфологические исследования, включающие площадное эхолотирование, картирование крупных и мелких форм рельефа, фотографирование дна, грунтовые съемки. В результате возникла необходимость на основе структурно-геоморфологического анализа новых картографических и геоморфологических материалов ПИНРО и опубликованных геолого-геофизических данных [Ершов и др., 1974; Красильщиков и Лившиц, 1974; Корсаков, 1973; Полькин и др., 1975; Тальвани и др., 1975; Шимарева и др., 1971; Knut, 1973; Briseid & Mascle, 1975; Eldholm & Ewing, 1971; Malod & Mascle, 1975; Renard & Malod, 1974; Sundvor, 1974; Vogt & Ostenso, 1973] рассмотреть под единым углом зрения рельеф, морфоструктурные особенности и развитие Баренцевоморского шельфа.

Глубоководный (150-350 м) шельф Баренцева моря, простирающийся почти на 800 миль, характеризуется равнинно-платформенным строением рельефа дна. На прибрежном (до 150-250 м) шельфе распространены узкие (3-10 и до 20 миль) цокольные денудационные равнины, в основном ограниченные краевыми (продольными) желобами (рис. 1). В районе Восточного Шпицбергена и полуостровов Кольский и Канин денудационные экзарационные равнины и плато развиты на докембрийском (архейском, рифейском) фундаменте; вдоль Северной Норвегии, Западного Шпицбергена и Новой Земли - на палеозойском (каледонском, герцинском) складчатом основании; вокруг Земли Франца-Иосифа - на мезо-кайнозойских базальтовых покровах. На прибрежном шельфе Северной Норвегии, Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа с трещинной тектоникой связаны глубокие грабенообразные желоба (на продолжении фьордов), прослеживающиеся до краевого желоба. В пределах рифейского прогиба на склоне Балтийского щита новейшие разрывные нарушения раздробили гиперборейский платформенный чехол, создали структурно-денудационные плато полуостровов Рыбачий, Средний, Варангер, о. Кильдин, а также мелководное (110-140 м) Рыбачье плато в 12 милях от побережья. Длина Рыбачьего плато около 70 миль при ширине 10-14 миль. Его высокие (100 м) крутые (3-4°) склоны ограничены сбросами северо-западного простирания.

Краевые желоба, расположенные вдоль края прибрежного шельфа Северной Норвегии, Шпицбергена, Новой Земли, Земли Франца-Иосифа представляют систему узких (3-6 миль) неглубоких (100-200 м) долин и широких (20-40 миль) впадин (Дьюпренна, Южно- и Северо-Новоземельская) с глубинами 250-450 м, развитых в зоне контакта кристаллических и метаморфических пород с мезо-кайнозойским платформенным чехлом. Крутой (2-5°) прибрежный склон желобов является поверхностью флексур и моноклиналей, местами нарушенных сбросами. Плоские впадины Дьюпренна и Северо-Новоземельская заполнены четвертичными отложениями мощностью до 200-300 м [Briseid & Mascle, 1975; Eldholm & Ewing, 1971]. В районе Кольского полуострова тектонический контакт между щитом и осадочным чехлом (разлом Карпинского) почти совпадает с береговой линией [Геология СССР, 1970; Макиевский и Петерсилье, 1971], поэтому краевой желоб не выражен в морфологии дна.

Морфоструктуры дна Баренцева моря за границей прибрежного шельфа представлены пластовыми и аккумулятивными равнинами. Судя по геофизическим данным [Ершов и др., 1974; Полькин и др., 1975; Шимарева и др., 1971; Knut, 1973; Briseid & Mascle, 1975; Eldholm & Ewing, 1971; Malod & Mascle, 1975; Renard & Malod, 1974; Sundvor, 1974; Vogt & Ostenso, 1973], они соответствуют крупным структурно-тектоническим элементам древней Баренцевоморской платформы, в пределах которой мощность осадочного чехла изменяется от нескольких сот метров до 5-10 км. Среди морфоструктур наиболее характерными являются структурно-денудационные и моноклинально-пластовые возвышенности, структурные и базальтовые плато, аккумулятивные низменности (300-500 м) и аккумулятивные мелководные (до 50-100 м) равнины.

Структурно-денудационные возвышенности - Мурманская, Демидовская, Новоземельская, Центральная, Персея и Медвежинско-Надеждинская - крупные мелководные (100-200 м) поднятия дна с относительной высотой 200-400 м. Они имеют длину 100-300 миль, ширину 50-150 миль и пологие (15-60') склоны. Заметной крутизной (2-4°) отличаются лишь уступы, предопределенные разломами. Возвышенности являются прямыми морфоструктурами, отражающими в рельефе дна выступы (антеклизы, антиклинории) фундамента на глубинах <1-3 км. Не исключено, что высокие скальные останцы на глубинах 40-90 м (иногда до 160 м) на вершинах возвышенностей представляют выходы кристаллических и метаморфических пород фундамента. Цепь возвышенностей (Мурманская, Демидовская, Центральная, Персея) вдоль центральной части шельфа разделяется субширотными широкими (10-15 миль) грабенообразными желобами с глубинами до 300-400 м.

Для структурно-денудационных возвышенностей характерна глыбово-блоковая морфотектоника, обусловленная региональными разломами, выделяющимися по геоморфологическим и геофизическим признакам. Так, Центральная возвышенность состоит из трех крупных мелководных блоков, ограниченных северо-восточными разломами. На вершине западного мелководного (85-125 м) блока магнитный фундамент приближается к поверхности дна, а на склонах с крутизной 30' обнажаются консолидированные осадочные породы со скоростью прохождения звука 3,35 км/сек [Renard & Malod, 1974; Sundvor, 1974; Vogt & Ostenso, 1973]. Более глубоководные (140-160 м) центральные и восточные блоки ограничены пологими (до 15') склонами. Мурманская возвышенность раздроблена глубинными разломами северо-восточного простирания на два блока: на востоке - Мурманское мелководье (<100 м), на западе - Мурманская банка (~150 м). Разломы северо-западного простирания дробят на несколько блоков Новоземельскую возвышенность. Четыре крупных (50-70 миль) блока с глубинами <50 м выделяются на Медвежинско-Надеждинской возвышенности. Их ограничивают разломы северо-западного простирания, выраженные в рельефе 20-30-метровыми уступами и долинами. Центральные блоки, составляющие Шпицбергенскую банку, сложены полу- и консолидированными осадочными породами платформенного чехла мощностью <1-2 км [Knut, 1973; Sundvor, 1974; Vogt & Ostenso, 1973]. На юго-западе банки почти на поверхность дна выходят, видимо, палеозойские осадочные породы со скоростью прохождения звука 4,18 км/сек. Крайние блоки являются подводными цоколями островов Медвежьего и Надежды. Южный блок с гористым (536 м) о. Медвежий находится на краю массива добайкальской стабилизации [Красильщиков и Лившиц, 1974]. Невысокий о. Надежды, отражающий выступ фундамента, сложен мезозойскими осадочными породами. На склонах Центральной, Новоземельской и Медвежинско-Надеждинской возвышенностей с мелкими разломами и трещинами связаны крупные троговые долины. Наибольшей раздробленностью характеризуется возвышенность Персея на севере Баренцева моря. Она состоит из небольших (20х40 миль) мелководных (50-160 м) плато-горстов, разделенных грабенообразными желобами с глубиной вреза 100-200 м.

Обширные глубоководные (300-500 м) поверхности дна - аккумулятивные низменности Зюйдкапская, Медвежинская, Северо-Восточная, Финмаркинская, Мурманская и Центральная - являются в целом прямыми морфоструктурами (рисунок). Они соответствуют глубоким платформенным впадинам - синеклизам, в пределах которых мощность осадочного чехла изменяется от 3 до 7-9 км [Ершов и др., 1974; Полькин и др., 1975; Knut, 1973; Briseid & Mascle, 1975; Eldholm & Ewing, 1971; Malod & Mascle, 1975; Renard & Malod, 1974; Sundvor, 1974; Vogt & Ostenso, 1973]. Крупные низменности: Центральная (280х100 миль), Северо-Восточная (200х100 миль) и Франц-Виктория (140х50 миль) с глубинами 300-400 м входят в субмеридиальную трансбаренцевоморскую зону тектонических прогибаний. Зюйдкапская низменность (150 x 50 миль) имеет на внешнем шельфе и материковом склоне осадочный выступ древней дельты, переходящий в крупный конус выноса. На Финмаркинской низменности выделяется две зоны мелкоблокового дробления платформенного чехла [Sundvor, 1974]. В рельефе дна они выражены небольшими Демидовским и Финмаркинским плато-горстами и узкими грабенообразными желобами.

Крупнейшей (400x60 миль) низменностью (300-510 м) Баренцева моря является Медвежинская. Она сформировалась на месте системы длительно развивающихся тектонических прогибов. Один из них - Медвежинская синеклиза, охватывающая обширную площадь от склонов Медвежинско-Надеждинской возвышенности до прибрежного скального шельфа Северной Норвегии. В ее пределах общая мощность осадочных пород возрастает от 2 до 5-6 км и более как к осевой части синеклизы, так и к материковому склону Норвежского моря [Корсаков, 1973; Eldholm & Ewing, 1971; Renard & Malod, 1974; Sundvor, 1974; Vogt & Ostenso, 1973]. В районе выступа материковой окраины на западе синеклизы сейсмопрофилированием установлена максимальная мощность меловых и третичных пород. По всей видимости, это дельтовые отложения Медвежинской речной системы, о существовании которой предполагалось ранее [Кленова, 1974; Нансен, 1938; Панов, 1966]. В результате интенсивного терригенного осадконакопления за пределами шельфа образовался огромный Медвежинский конус выноса, перекрывший фланги хребтов Мона и Книповича. На шельфе русло дочетвертичной речной сети наследует система неглубоких (до 25 м) ложбин и впадин, вытянутых вдоль оси Медвежинской низменности. Серия крутопадающих третичных слоев дельты усечена эрозионной поверхностью.

Глубокой синеклизе соответствует Печорская аккумулятивная равнина - самое обширное (100x50 миль) плоское мелководье (до 50-100 м) в Баренцевом море. Высокое гипсометрическое положение по отношению к низменностям шельфа ставит ее в ряд переходных морфоструктур, не типичных для Баренцева моря. Вдоль северного края печороморской равнины выделяются невысокие (до 40 м) пологие денудационные плато. В прибрежной зоне наиболее крупные Колгуевское и Коргинское плато с глубинами до 60 м отражают выступы фундамента платформы.

На севере и юге Баренцева моря широко распространены обращенные морфоструктуры: моноклинально-пластовые возвышенности, структурные и базальтовые плато, образовавшиеся на пологопадающих и горизонтально лежащих осадочных пластах и платобазальтах краевой части Медвежинской, Центральной и Северо-Восточной синеклиз. Плато Копытова (100х100 миль) и Нордкинское (45x120 миль) имеют характерный пологий наклон поверхности на север с глубинами от 170 до 400 м [Матишов и Рвачев, 1975]. В этом же направлении наклонены осадочные пласты. На юге плато ограничены почти 150-метровым куэстовым уступом, а на севере - зоной сбросов, тянущихся от материкового склона в северо-восточном направлении. Вдоль Нордкинского плато на глубинах 270-340 м с этими сбросами связан 40-метровый уступ протяженностью 60 миль. Между собой плато разделены узкой (3-6 миль) глубокой (380-420 м) щелью Ингёдьюпет, приуроченной к зоне субмеридиональных сбросов [Sundvor, 1974; Vogt & Ostenso, 1973]. На сейсмопрофилях через Нордкинское плато четко видна денудационная, видимо, неогеновая поверхность, перекрытая незначительным чехлом четвертичных отложений.

Цепь небольших (40-70 миль) мелководных (50-100 м) структурных плато (Моллера, Гусиное, Северо-Канинское, Южно-Канинское) находится в пределах Центральной синеклизы (рисунок). Плато частично попадают в зону поднятий фундамента синеклизы, показанную на геотектонической карте [Ершов и др., 1974]. С северо-запада и юго-востока плато ограничивают глубинные разломы северо-восточного простирания, выраженные в рельефе дна откосами, уступами и мелкими краевыми долинами. Глубокие (250-320 м) грабенообразные желоба, разделяющие плато, контролируются разрывными дислокациями северо-западного простирания. Наиболее глубоко расчленены структурно-денудационные и базальтовые плато Северо-Восточное и Земля Франца-Иосифа, соответствующие Северо-Восточной синеклизе. Они состоят из множества небольших плато-горстов и глубоких протяженных грабенообразных желобов.

Для морфотектоники Баренцевоморского шельфа большое значение имеют диагональные разломы-линеаменты, ограничивающие обширные геоморфологические провинции. Крупнейшая зона, вероятно, верхнемеловых и палеогеновых сбросов характерна для юго-западной части дна Баренцева моря. Сбросы простираются на несколько сот миль в северо-восточном направлении, контролируя положение грабенообразной долины Персея на материковом склоне, северные склоны плато Копытова и Нордкинского, грабенообразный желоб между Демидовской и Центральной возвышенностями. Через весь шельф от Шпицбергена до южной оконечности Новой Земли прослеживается линеамент северо-восточной ориентации, выраженный системой грабенов (пролив Ольги, грабен между возвышенностями Персея и Центральной, желоб между Гусиной и Новоземельской банками). На несколько сотен миль прослеживается линеамент желобов Зюйдкапского и Короля Карла. Решетчатая система глубинных разломов характерна для раздробленного Баренцевского массива. В морфологии шельфа на юго-востоке моря наиболее яркое выражение получили глубинные разломы северо-восточного простирания, тянущиеся от Кольского полуострова до Новой Земли, а также краевые швы северо-западного простирания, разграничивающие Мурманскую возвышенность, плато Северо- и Южно-Канинское, Гусиное, Моллера. Краевые швы трассируются в аномальном магнитном поле кулисообразными узкими положительными аномалиями [Ершов и др., 1974; Полькин и др., 1975; Vogt & Ostenso, 1973].

В свете современных геолого-геоморфологических данных [Геология СССР, 1970; Ершов и др., 1974; Красильщиков и Лившиц, 1974; Матишов, 1974; Тальвани и др., 1975; Шимарева и др., 1971; Knut, 1973; Briseid & Mascle, 1975; Eldholm & Ewing, 1971; Malod & Mascle, 1975; Renard & Malod, 1974; Sundvor, 1974; Vogt & Ostenso, 1973] история геоморфологического развития дна Баренцева моря охватывает время от палеозоя до кайнозоя. Прямое соотношение между рельефом и структурой обусловлено длительным унаследованным развитием многих структурно-тектонических элементов шельфа. Наиболее древними морфоструктурами являются Центральная, Персея и Медвежинско-Надеждинская возвышенности, развитые в пределах архейско-протерозойского Баренцевского массива (рисунок). На архейско-протерозойских структурах сформировалась Печорская равнина-синеклиза. Погружающаяся на северо-запад Мурманская кряжевая возвышенность унаследовала рифейский антиклинорий, обрамляющий с севера Балтийский щит. В зоне каледонид, срезающих докембрийские структуры севера и юга Баренцева моря, формировались Медвежинская и Центральная низменности, Демидовская и Новоземельская возвышенности. Герциниды новоземельской складчатой системы обрамляют на востоке Баренцевоморский шельф. После герцинской складчатости разновозрастные геотектонические элементы и морфоструктуры дна развивались в платформенных условиях.

Главные рубежи в истории развития морфоструктур дна Баренцева моря приходятся на новый (меловой - раннепалеогеновый) и новейший (плиоцен-раннечетвертичный) этапы, характеризующиеся общим восходящим развитием и дифференциацией поверхности шельфа, значительными тектоническими и геоморфологическими перестройками, крупными регрессиями и перерывами в осадконакоплении. Активизация Баренцевоморской платформы, в особенности ее краевых частей, на новом этапе сопровождалась разрывными движениями вдоль возрожденных и новых разломов, интенсивным проявлением платобазальтового магматизма на Земле Франца-Иосифа и Северо-Восточном плато, внедрением на архипелаге Шпицберген и о. Надежды долеритовых даек среднеюрского и мелового возраста. По всей очевидности, активизация обусловлена зарождением срединно-океанических хребтов Норвежско-Гренландского бассейна и Северного Ледовитого океана. Формирование современного морфоструктурного плана шельфа завершили неотектонические движения, вызванные процессами рифтогенеза. Они определили наиболее значительную, а местами полную перестройку морфотектоники дна, создав обращенные морфоструктуры: плато Гусиное, Северо-Канинское, Южно-Канинское, Моллера, Рыбачье, Копытова, Нордкинское и Северо-Восточное. Вдоль сбросов, связанных с глубинными разломами северо-восточного простирания, произошло дробление единого третичного пенеплена Печорской и Центральной равнин и погружение последней на несколько сот метров.

Неотектоническое поднятие дна Баренцева моря, достигшее порядка 400-500 м, привело к господству в районе современного шельфа континентальной денудации [Геология СССР, 1970; Кленова, 1974; Нансен, 1938; Панов, 1966]. Снос терригенных осадков осуществлялся в основном в зону материкового склона и материкового подножия Норвежско-Гренландского бассейна и Северного Ледовитого океана, а также в замкнутую Центральную низменность. Вдоль основания материкового склона отмечается максимальная мощность (200-500 м) четвертичных отложений [Тальвани и др., 1975; Briseid & Mascle, 1975; Eldholm & Ewing, 1971; Malod & Mascle, 1975; Renard & Malod, 1974; Sundvor, 1974; Vogt & Ostenso, 1973]. С плиоцен-раннечетвертичными регрессиями моря, видимо, связан комплекс самых глубоких шельфовых террас в интервале глубин 370-400, 410-440 м и 460-500 м. В четвертичный период шельф Баренцева моря неравномерно погружался, о чем свидетельствует серия деформированных террас на глубинах 260-350, 170-250 и 110-140 м, которые глубже соответствующих ледниково-эвстатических (днепровского, московского, валдайского) понижений уровня моря. Характерная глубоководность Баренцевоморского шельфа предопределена тектоническими и в значительной мере, неотектоническими движениями, периодически усложнявшимися гидро- и гляциоизостазией. Сформированный на этапах субаэрального развития эрозионный, эрозионно-денудационный и структурный рельеф дна был заметно преобразован гляциальными процессами в период четвертичных оледенений [Матишов и Рвачев, 1975].

ЛИТЕРАТУРА

1. Геология СССР. 1970. Острова Советской Арктики. Геологическое описание. «Недра», XXVI.

2. Дибнер В.Д. 1970. Эпиконтинентальная зона, шельф и береговая линия (на примере Баренцево-Карского шельфа). Изв. ВГО, № 4.

3. Ершов Ю.П., Красильщиков А.А., Волк В.Э., Шимарева В.Н. 1974. Геотектоническая характеристика южной части Баренцевоморского шельфа. Сб. «Геотектонические предпосылки к поискам полезных ископаемых на шельфе Северного Ледовитого океана». Л.

4. Красильщиков А.А., Лившиц Ю.Я. 1974. Тектоника острова Медвежий. Геотектоника, № 4.

5. Кленова М.В. 1974. Баренцево море. Океанографическая энциклопедия. Гидрометеоиздат, Л.

6. Корсаков О.Д. 1973. О тектонике восточной части Норвежского моря. Докл. АН СССР, 213, № 2.

7. Макиевский С.И., Петерсилье М.Д. 1971. Роль глубинных разломов северовосточного простирания в геологическом строении Кольского полуострова. Сб. «Природа и хозяйство Севера», вып. 2, ч. 2, Апатиты.

8. Матишов Г.Г. 1974. Строение шельфа и некоторые вопросы четвертичной истории западной окраины Баренцева моря. Сб. «Географические аспекты проблемы осадкообразования в бассейнах Баренцева и Белого морей». Тр. геогр. о-ва СССР, Л.

9. Матишов Г.Г., Рвачев В.Д. 1975. Геоморфология и четвертичное оледенение шельфов Северной Атлантики, Норвежского и Баренцева морей. География и геоморфология шельфа. Тез. докл. Всес. совещ. XII плен, геоморф. комис. АН СССР. Владивосток.

10. Нансен Ф. 1938. Шпицберген. Собр. соч., 4, Изд-во Главсевморпути, М.

11. Панов Д.Г. 1966. Общая геоморфология, «Высшая школа», М.

12. Полькин Я.И., Романович Б.С., Зацепин Е.И. 1975. Тектоника шельфов Баренцева и Карского морей. Сб. «Проблема геологии шельфов», «Наука», М.

13. Тальвани М., Удинцев Г., Бюорклунд К., Кастон В., Фаас Р., Харин Г., Моррис Д., Мюллер К., Нильсен Т., Ван Хинте Я., Варнке Д., Уайт С. 1975. 38-й рейс бурового судна «Гломар Челленджер». Океанология, XV, вып. 6.

14. Шимарева В.Н., Гапоненко Г.И., Габлин Н.С., Мартынов В.С., Плякина И.Г. 1971. Выявление особенностей глубинного строения юго-восточной части Баренцева моря по аэромагнитным данным. Сб. «Геофизические методы разведки в Арктике», вып. 6. Л.

15. Am Knut. 1973. Magnetic profiling over Svalbard and surrounding shelf areas. «Arb. Norsk polarinst.», Oslo.

16. Briseid E., Mascle J. 1975. The structure of the continental margin of Norway before the formation of the Barents Sea. Marine Geophys. Res., 2, No. 3.

17. Eldholm O., Ewing J. 1971. Marine geophysical survey in the southwestern Barents Sea. J. Geophys. Res., 76, No. 10.

18. Malod J., Mascle J. 1975. Structures geologiques de la marge continentale a l'ouest du Spitzbergen Marine Geophys. Res., 2, No. 3.

19. Renard V., Malod J. 1974. Structure of the Barents Sea from seismic refraction. Earth and Planet. Sci. Lett., 24, No. 1.

20. Sundvor E. 1974. Seismic refraction and reflection measurements in the southern Barents Sea. Marine Geol., 16, No. 5.

21. Vogt P.R., Ostenso N.A. 1973. Reconnaissance geophysical studies in Barents and Kara Seas, summary. Arct. Geol. (Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem. No. 19). Tulsa, Okla.

G.G. MATISHOV

RELIEF, MORPHOTECTONICS AND PRINCIPAL FEATURES OF THE BARENTS SEA SHELF DEVELOPMENT

Summary

The analysis of the regional echosounding materials, the detailed maps of the sea bottom relief drawn by the Polar Institute of Fisheries and Oceanography (PINRO) and the geological-geophysical data available has made it possible to present in a new way the morphology, morphostructural peculiarities and development features of the Barents Sea shelf. Within a narrow inshore shelf, socle denudational plains and plateaus occur and beyond it, - structural-denudational and monoclinal-bedded elevations, structural and basalt plateaus, accumulative depressions - syneclises and plains. The main events in the history of development of the morphostructures on the Barents Sea bottom took place in Cretaceous-Early Paleogene and Pliocene-Early Quaternary periods. During Pleistocene the old subaerial relief underwent a considerable glacial action of the mainland glaciers.

Ссылка на статью: 

Матишов Г.Г. Рельеф, морфотектоника и основные черты развития шельфа Баренцева моря // Океанология. 1977. Т. XVII. Вып. 3. С. 490-496.