Континентальная окраина Гренландского моря относится к окраинам пассивного типа и тесно связана с историей его раскрытия. Образование океанической коры между Гренландией и Скандинавией началось в позднепалеоцен-раннеэоценовое время к югу от Сенья-Гренландского разлома [Talwani & Eldholm, 1977; Зоненшайн и Савостин, 1979; Vogt et al., 1981; Myhre et al., 1982]. В этот период район между Шпицбергеном и Северо-Восточной Гренландией представлял собой область сдвиговых перемещений по трансформному разлому, соединявшему Лафотенско-Гренландский и Евразийский бассейны. Вероятно, около 50 млн. лет назад, в эпоху 21-22 магнитной аномалии [Vogt et al., 1981], ось спрединга пересекла Сенья-Гренландский разлом и начала продвигаться к северо-востоку [Myhre et al., 1982], формируя океаническую кору северной части Гренландского моря. В этой общей схеме остается еще много нерешенных вопросов, касающихся, в частности, основных этапов геологической истории региона, положения границы между континентальной и океанической корой, состава, возраста и условий формирования осадочных комплексов континентальной окраины. В данной работе некоторые из перечисленных проблем решаются методами сейсмостратиграфии. Анализируются результаты многоканального сейсмопрофилирования, выполненного в 1982 г. экспедицией ПГО "Севморгеология" вдоль западного окончания регионального геофизического профиля 82212, пересекающего континентальный склон Шпицбергена в районе 76 ° с.ш.

Геофизическими исследованиями последних лет установлено, что, подобно большинству пассивных окраин континентов, Шпицбергенско-Баренцевоморская сопровождается многокилометровой осадочной толщей, известной под названием осадочного бассейна Атка [Myhre et al., 1982; Sundvor & Eldholm, 1976; Sundvor & Eldholm, 1979; Schluter & Hinz, 1978; Эльдхольм и др., 1984; Батурин и др, 1984]. На западе осадки распространяются вплоть до рифтовых гор хр. Книповича - современного центра спрединга. На востоке бассейн ограничен зоной разлома Хорнсун (рис. 1). Мощность кайнозойских отложений уменьшается до 500-700 м, а в районе 21°в.д. они практически выклиниваются. К западу от разлома отражающий горизонт, отождествляемый с фундаментом, резко погружается в сторону глубоководной котловины, образуя серию сбросовых уступов [Батурин и др, 1984], подобных листрическим сбросам развитых пассивных окраин. Их образование приводит к утонению континентальной коры [Le Pichon & Sibuet, 1981]. К сожалению, детали сочленения утоненной коры с океанической корой котловины в нашем случае маскируются цугами полнократных отражений.

Осадочная толща бассейна Атка сравнительно хорошо стратифицирована. На сейсмическом разрезе уверенно выделяются три сейсмокомплекса, разделенных поверхностями несогласий - отражающими горизонтами 4 и 7 (рис. 1). В работе Хинца и Шлютера [Schluter & Hinz, 1978] эти горизонты обозначены U₁ и U₂ соответственно, а Сундвор и Эльдхольм [Sundvor & Eldholm, 1976] дали верхнему название "горизонт Е". Для самого нижнего комплекса, по крайней мере, для его верхней части, характерны протяженные субпараллельные и высокоамплитудные отражения. Они прослеживаются только до кровли, эрозионно срезаясь горизонтом 7. Следовательно, верхняя граница комплекса имеет эрозионную природу и является поверхностью размыва. Средний комплекс, заключенный между горизонтами 4 и 7, в целом на сейсмическом разрезе выделяется в виде хаотической серии отражающих площадок, свидетельствующих, видимо, о высокой скорости седиментации и плохой сортированности осадочного материала. В нижней части комплекса непосредственно над горизонтом 7 отчетливо виден ряд клиноформных образований, прислоненных к нему по схеме подошвенного прилегания, что свидетельствует о проградационном наращивании осадочной толщи в сторону океана. Обычно формирование структур подобного типа связывают с относительным углублением бассейна [Сейсмическая…, 1982]. Третий, самый молодой, сейсмокомплекс залегает выше поверхности несогласия - горизонта 4. Для него характерны вытянутые, хорошо прослеживаемые отражающие границы, которые в нижней части склона по схеме подошвенного прилегания утыкаются в горизонт 4. Отчетливая параллельность сейсмических отражений, образующих косослоистый рисунок, позволяет предположить, что эта часть комплекса сложена тонкозернистыми породами, вероятно глинами и алевролитами, сносимыми вниз по склону от вершины седиментационного конуса, расположенного в устье Стур-фиорда.

Возрастная привязка, а следовательно и геоисторический анализ перечисленных комплексов, затруднены ввиду отсутствия пробуренных скважин в районе бассейна Атка. По существу только самый верхний может быть охарактеризован достаточно надежно на основании сопоставления с разрезом скважины DSDP-344 [Talwani, Udintsev et al., 1976] (см. рис. 1). Мы предлагаем использовать для оценки возраста нижележащих комплексов сейсмостратиграфический прием, суть которого состоит в построении региональной кривой относительных изменений уровня моря и в сравнении ее с "глобальными" кривыми, например с кривой Вейла, Митчема и Томпсона [Сейсмическая…, 1982], имеющей надежную стратиграфическую привязку. Обычно при подобных построениях используют особенности подошвенного налегания прибрежных отложений в морских осадочных комплексах [Сейсмическая…, 1982]. В этом случае удается восстановить амплитуду подъемов и опусканий. Если же таких данных недостаточно, полезно привлекать другую информацию, извлеченную из сейсмических профилей. В частности, мы используем сведения о значительных понижениях уровня моря в моменты формирования главных региональных поверхностей несогласия. Об этом свидетельствует эрозионный характер горизонта 7 и отчетливо регрессивный тип осадконакопления на начальных этапах формирования второго и третьего осадочных комплексов. Кроме того, внутрифациальный анализ сейсмической записи приводит к заключению, что последующие повышения уровня моря протекали в обоих случаях по-разному. Так, после первой регрессии уровень моря повышался, вероятно, сравнительно медленно. Шельф подвергался значительной эрозии, а грубозернистые осадочные породы выносились реками непосредственно на континентальный склон. Последующая транспортировка и осаждение материала во многом определялись сбросами и оползнями, а также высокоэнергетическими мутьевыми потоками. В средней части комплекса между горизонтами 5 и 6 осадки залегают более упорядоченно, что может быть связано либо с замедлением трансгрессии и стабилизацией уровня моря, либо с понижением темпа поступления осадочного материала.

На заключительном этапе описываемого цикла уровень моря вновь понизился и некоторое время, вероятно, практически не изменялся. Об этом свидетельствует отчетливая картина приближающегося подошвенного налегания выше горизонта 5 и усилившаяся "хаотичность" поступления осадочного материала. Существенно иная последовательность событий приводит к формированию верхнего сейсмокомплекса. Отметим, что новый цикл сразу начинается с накопления монотонной тонкослоистой толщи, обычно формирующейся в низко энергетической области конуса выноса в периоды высокого стояния моря. Следовательно, после формирования поверхности несогласия - горизонта 4 повышение уровня моря произошло чрезвычайно быстро.

Приведенные рассуждения не дают основания для амплитудных построений, но позволяют восстановить форму кривой и сравнить ее с графиком глобальных изменений уровня моря в кайнозое (рис. 2). Для большей части графика характерна заметная асимметрия циклов. Относительный подъем идет плавно, а понижение, как правило, происходит резко. И только начиная с позднего миоцена, наряду с быстрыми понижениями, известны столь же быстрые подъемы уровня моря. Нетрудно видеть, что отмеченные выше особенности формирования третьего сейсмокомплекса более всего соответствуют последовательности событий этого времени; происхождение горизонта 4 мы связываем с относительным падением уровня моря в мессинское время (6,6 млн. лет назад), а начало осадконакопления - с ранне-средне-плиоценовой (тобинской) трансгрессией. За этот период накопилось свыше 1,5 км осадков, что соответствует средней скорости осадконакопления около 30 см / тыс. лет. Важно подчеркнуть, что максимальные мощности в верхнем осадочном комплексе накапливаются под бровкой континентального склона, т.е. по классификации А.П. Лисицына [Лисицын, 1984] на первом глобальном уровне лавинной седиментации, свидетельствуя тем самым об общем высоком стоянии моря. Дальнейшее сопоставление с кривой Вейла [Сейсмическая…, 1982] позволяет отнести образование горизонта 5 к относительному падению моря 9,6 млн. лет назад, а горизонта 6 - к падению уровня моря в раннем миоцене, 22,5 млн. лет назад. Образование подошвы среднего сейсмокомплекса - горизонта 7 мы связываем с эпохой глобального понижения уровня моря в позднем олигоцене - 29 млн. лет назад. Депоцентр осадконакопления в этом случае расположен у подножия континентального склона - на втором глобальном уровне лавинной седиментации, что в целом характерно для периодов низкого стояния моря. О возрасте нижнего сейсмокомплекса можно говорить только предположительно. Значительная его часть представлена синрифтовыми отложениями, сформированными в период интенсивного прогибания, утонения и раскола континентальной литосферы.

Предлагаемое возрастное расчленение осадочной толщи бассейна Атка существенно отличается от принятого в работе Шлютера и Хинца [Schluter & Hinz, 1978]. Эти авторы считали, что возраст верхних двух комплексов не древнее плиоцена, верхнеолигоцен-миоценовые осадки к западу от Шпицбергена практически отсутствуют, а нижний сейсмокомплекс сформировался в результате позднемезозойско-раннекайнозойской фазы раскрытия Гренландского моря. Более реалистичной представляется следующая последовательность событий. В палеоцен-раннеэоценовое время относительные перемещения Гренландии и Шпицбергенской окраины Евразии происходят по системе правосторонних сдвигов, в число которых входит разлом Хорнсун. Сдвиги сопровождаются сжатием, определившим тектонику зоны раннетретичных деформаций Западного Шпицбергена [Елсвик, 1984]. В позднем эоцене происходит некоторая реорганизация движений, и ось спрединга продвигается на северо-восток [Myhre et al., 1982] и к сдвиговой компоненте добавляется незначительная компонента растяжения. К этому периоду, вероятно, относится начальный этап грабенообразования и накопления синрифтовых отложений в районе разлома Хорнсун. Коренная перестройка происходит в раннем олигоцене, в эпоху 13-й аномалии, когда Гренландия становится частью Северо-Американской плиты [Myhre et al., 1982]. С этого времени сдвиговые перемещения сменяются устойчивым растяжением, в результате которого к западу от Шпицбергена уже к концу олигоцена начинает формироваться океаническая кора и континентальная окраина в своем современном виде.

Авторы выражают признательность А.Е. Шлезингеру, Ю.П. Непрочнову и Л.Р. Мерклину за полезные замечания, возникшие в ходе предварительных обсуждений.

ЛИТЕРАТУРА

1.      Talwani M., Eldholm O. Evolution of the Norwegian-Greenland sea // Geological Society of America Bulletin. 1977. V. 88. P. 969-999.

2.      Зоненшайн Л.П., Савостин Л.А. Введение в геодинамику. М.: Недра, 1979.

3.       Vogt P.R., Perry R. K., Feden R.H. et al. The Greenland-Norwegian sea and Iceland environment: geology and geophysics // The ocean Basins and Margins: The Arctic Ocean. V. 5. N. Y., 1981. P. 493-598.

4.      Myhre A., Eldholm O., Sundvor E. The margin between Senja and Spitsbergen Fracture zones: implications from plate tectonics // Tectonophysics. 1982. V. 89. P. 33-50.

5.      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. № 3, 28 p.

6.      Sundvor E., Eldholm O. The western and northern margin off Svalbard // Tectonophysics, 1979, vol. 59, p. 239.

7.      Schluter H., Hinz K. The continental margin of West Spitsbergen // Polarforschung. 1978. Vol. 48. N 1/2. P. 151-169.

8.      Эльдхольм О. и др. XXVII МГК. Геология Арктики, доклады. М.: Наука, 1984, т. 4 с. 37.

9.      Батурин Д.Г. и др. Сб. докл. VI Всес. школы по морской геологии. М.: Наука, 1984, т. 2, с. 45.

10.  Le Pichon X., Sibuet J.C. - J. Geophys. Res., 1981, vol. 86, p. 3708.

11.  Сейсмическая стратиграфия / Под ред. Ч. Пейтона. М.: Мир, 1982, т. 1.

12.  Talwani M., Udintsev G. et al. Initial reports of the DSDP. Washington, 1976, vol. 38. 1256 p.

13.  Лисицын А.П. XXVII МГК. Палеоокеанология, доклады. М.: Наука, 1984, т. 3, с. 3.

14.  Елсвик Т. XXVII МГК. Геология Арктики, доклады. М.: Наука, 1984, т. 4, с. 58.

Ссылка на статью:

Савостин Л.А., Батурин Д.Г. Сейсмостратиграфия и кайнозойская история континентальной окраины Гренландского моря в районе южного окончания архипелага Шпицберген // Доклады АН СССР, том 291, № 6, 1986, с. 1458-1462.