Тектоническое строение земной коры под Атлантическим океаном гетерогенно. Его северный (арктический и субарктический) регион особенно специфичен. Он расположен между демаркационными разломными зонами Шпицбергенской на севере, отделяющей рассматриваемый регион от структур Полярного бассейна, и Чарли Гиббс (52° с.ш.) на юге [Пущаровский, 2001]. Простирающийся к юго-западу от Исландии спрединговый хребет Рейкьянес по всем показателям входит в систему Срединно-Атлантического хребта. Исландия с ее мощной корой отделяет хребет Рейкьянес от арктической системы спрединговых хребтов: Колбейнсей, Мона и Книповича. Они все примерно одинаковых размеров, но разных простираний [Пущаровский, 1994]. Первый из них имеет форму пологой дуги, выгнутой к северо-западу. Хребет Мона, отделенный поперечным разломом Ян-Майен, несколько вытянут на северо-восток. Самый северный - хребет Книповича - имеет субмеридиональное простирание. Все три хребта образовались в кайнозое. Как отмечалось многими исследователями, хребет Книповича в отличие от Срединно-Атлантического занимает не центральное положение между материками, а смещен в сторону архипелага Шпицберген.

В этом регионе на сравнительно ограниченном пространстве сосредоточено также значительное количество самых разнообразных тектонических образований, которые характеризуются не только океаническим или континентальным типом земной коры, но и переходными между ними разновидностями. В данной работе будет рассмотрена самая северная часть Норвежско-Гренландского бассейна, куда входят хребет Книповича и Поморский периокеанический прогиб. При этом основное внимание будет уделено неотектонике рассматриваемого региона.

Норвежско-Гренландский сегмент является самым северным и самым молодым в Атлантическо-Арктической геодинамической системе, характеризующейся медленно-спрединговыми процессами раскрытия океанических бассейнов. Другая его особенность заключается в том, что он необычайно насыщен структурами, которые несут на себе отпечаток различных геодинамических режимов и тектонических обстановок их образования [Гусев и Шкарубо, 2001; Шипилов и др., 2003; Шипилов, 2004; 2005; Шкарубо, 1999]. Основные элементы Западно-Баренцевской (Шпицбергенской) континентальной окраины и прилегающей части Норвежско-Гренландского океанического бассейна показаны на рис. 1. Особенно ярко здесь проявлены деформации, связанные с неотектонической эпохой структурообразования. В связи с этим особого внимания заслуживает хребет Книповича, самый северный отрезок спрединговой системы Срединно-Атлантического хребта.

К западу от Шпицбергенской зоны разломов (в иностранной литературе эта зона носит название «Кнолегга-Хорнсунн») во внешней части переходной области выделяется Норвежско-Шпицбергенская зона предокеанических ступеней шельфа. Южнее широты о. Медвежий располагается специфический по строению и развитию блок - вулканическая провинция Вестбаккен. Провинция представляет собой погруженный блок континентальной окраины с покровами платобазальтов, контактирующий на юго-западе по разлому Сенья с океанической спрединговой корой. Участок между о. Медвежий и мысом Серкап получил наименование терраса Кноллега-Хорнсунн, а полоса, прилегающая к западному побережью Шпицбергена, - терраса Принца Карла.

Зона предокеанических ступеней шельфа характеризуется сложным грабен-горстовым строением декайнозойского субстрата, который залегает здесь на глубинах до 5 км. Ширина этой зоны варьирует от 30 до 70 км. Практически вдоль всего восточного тылового края ступеней развита система грабенов, заполненных нижнекайнозойскими отложениями мощностью до 6 км. Эту систему грабенов ограничивает внешний хребет, который местами срезается поверхностью дна, но чаще залегает под слоем неоген-четвертичных отложений. Интенсивные разломно-блоковые дислокации фундамента в зоне контакта деструкцированной континентальной и океанической коры, наблюдаемые на участке окраины вдоль зоны разломов Кнолегга-Хорнсунн, отражают смену сдвиговых перемещений режимом растяжения. Западный край предокеанических ступеней шельфа сменяется резким уступом флексурного пояса континентального склона. В пределах этой узкой зоны с максимальным градиентом погружения поверхности фундамента происходит наиболее резкое сокращение мощности континентальной коры. В структуре осадочного чехла ей соответствует восточный «континентальный» борт Поморского периокеанического прогиба. Таким образом, этот бассейн своим депоцентром как бы маркирует в первом приближении положение границы континентальной и океанической коры. На юге до 74° эта граница совпадает с разломной зоной Сенья. Севернее 76° она приурочена к осевой зоне периокеанического прогиба и ступенчато смещается в северо-западном направлении до трансформного разлома Моллой.

На участке между 74° и 76° расположена область с аномальными геофизическими параметрами земной коры, так называемый Хорнсуннский максимум, где отмечается максимальный подъем раздела Мохо с образованием утоненной «шейки» между деструкцированной континентальной корой на востоке и областью спрединга на западе.

В области развития океанической коры выделяются гребневая зона срединно-океанического хребта Книповича, а также наиболее погруженная полоса океанической коры, залегающая под Поморским прогибом, располагающимся к востоку от него.

Тектонические черты океанической области сформированы с одной стороны линеаментами субмеридионального простирания: рифтовой зоны хребта Книповича и субпараллельными ей вулканическими грядами, а с другой - серией поперечных (трансформных) разломов, которые имеют северо-западные (300°-320°) тренды простираний. На сейсмических разрезах, пересекающих разломные зоны под углом к их простиранию, они выражены резкими уступами (реже желобами) в рельефе фундамента. Прослеживание всех выделенных разломов по площади и корреляция их с зонами смещения осей линейных магнитных аномалий (ЛMA) показывают, что расстояния между этими разломами составляют от 10 до 30 км.

В гребневой зоне хребта Книповича наблюдается прямое соответствие между значениями гравитационных аномалий и рельефом фундамента. Рифтовая долина очерчивается узкой полосой минимумов силы тяжести в свободном воздухе. По обе стороны от нее простираются зоны повышенной интенсивности гравитационного поля, где аномалии максимальной амплитуды связаны с вулканическими горами, выступающими над поверхностью осадочного покрова.

По особенностям магнитного поля хребет Книповича резко отличается от хребта Мона. Последний характеризуется интенсивной (до 1000 нТл) осевой аномалией и отчетливо выраженной симметрией линейных магнитных аномалий.

Аномальное магнитное поле хребта Книповича имеет мозаичный характер. Осевая аномалия (до 700 нТл) прослеживается неповсеместно и достаточно хорошо выражена лишь в северной части хребта. В южной и средней частях гребневой зоны прослеживаются плохо коррелируемые максимумы (100-200 нТл), часто смещенные относительно рифтовой долины.

В общей структуре аномального магнитного поля океанической области наблюдается поперечная зональность. При этом оси фрагментов линейных аномалий, смещенные по разломам, ориентированы вдоль простирания рифтовой долины. С восточным «эскарпом» хребта Книповича - цепочкой наиболее высоких гребневых вершин - связана магнитная аномалия 3. Последней из линейных аномалий, идентифицированных к востоку от гребневой зоны, является ЛМА 9.

Значительное влияние сдвиговой тектоники на весь ход эволюции северной части Норвежско-Гренландского бассейна отмечается в виде мелкомасштабной сегментации хребта Книповича множеством поперечных разломов. Вместе с тем особенностью развития рассматриваемого региона является очень высокая скорость погружения континентальной коры (в области развития Поморского прогиба) на фоне ее медленного латерального перемещения относительно центра спрединга. В пределах переходной зоны между деструкцированной континентальной и океанической корой устанавливается аномальная область с нижнекоровыми скоростными и плотностными параметрами, но без признаков базальтовых излияний. При этом значительное увеличение контрастности вулканического рельефа в гребневой зоне хребта Книповича соответствует времени формирования 3-й магнитной аномалии. Анализ материалов показывает, что это произошло спустя около 30 млн. лет после начала раскрытия бассейна.

Положение хребта Книповича, развивающегося вблизи континентальной окраины в условиях интенсивного поступления в океанический бассейн терригенного материала, обусловило проявление специфических черт спрединга и характера процесса аккреции океанической коры.

Условия залегания и взаимоотношение осадочной толщи с океаническим фундаментом позволяют судить о времени тектонических дислокаций и местах проявления неотектонической активности хребта Книповича. Эти районы, локализованные в пределах гребневой зоны шириной до 100 км, маркируются субмеридиональной полосой интенсивных (и явно постседиментационных) дислокаций океанического фундамента и перекрывающего его осадочного чехла. Непосредственно к востоку от цепи гребневых вершин простирается слабонаклоненная, ненарушенная донная поверхность континентального подножия.

На разрезе, пересекающем южную часть хребта Книповича, достаточно отчетливо видно, что заполняющая рифтовую долину и прежде единая толща осадков мощностью более 1 км нарушена серией листрических сбросов с последовательным утонением осадочного слоя до полного его разрыва с обнажением в центре рифта базальтовых образований фундамента (рис. 2). Асимметрия бортовых зон может означать, что в данном сечении одна из них, с широкой сбросовой ступенью, является бортом рифтового сегмента, а другая - крутой плоскостью поперечного разлома, смещающего соседние сегменты хребта. Следует иметь в виду, что из всех анализируемых пересечений осевого центра нет ни одного «нормального» сечения. Поэтому на разрезах одна из зон отражает срез трансформного сдвига, что является подтверждением мелкоячеистой и косой сегментации хребта Книповича.

Рассмотренный пример, помимо доказательства факта современного горизонтального растяжения в осевой зоне хребта, свидетельствует и о цикличном проявлении процесса спрединга, импульсы интенсивности проявления которого чередуются с фазами относительного покоя продолжительностью, вероятно, около 1 млн. лет. В течение последних успевает отложиться довольно мощная толща осадков. При этом с юга на север в отдельных сегментах осевого рифта просматривается либо асинхронность цикличности, либо различная интенсивность периодичной активизации. Так в районе сочленения разноориентированных звеньев спредингового центра - хребтов Мона и Книповича - импульс растяжения привел к разрыву осадочной толщи и обнажению в рифтовой долине базальтоидных образований.

В средней части хребта Книповича, между 74° и 76° с.ш., рифтовая долина погребена под толщей осадков мощностью 1.0-2.5 км, перемежающейся местами с базальтовыми покровами и силлами (рис. 3). В северной части хребта рифтовая долина лишена осадков и в центре ее иногда возвышаются вулканические постройки (рис. 4). Все отмеченные различия в строении рифтовой зоны свидетельствуют о постепенной пропагации спредингового центра в северном направлении, а также о неравномерном характере последующей тектоно-магматической активизации вдоль ее простирания.

По существу история развития хребта Книповича и периокеанического Поморского прогиба начинается с изменения геометрии раскрытия этой части Норвежско-Гренландского бассейна в позднем эоцене - раннем олигоцене (около 35-33 млн. лет назад), что привело к смене транспрессивного режима транстенсивным на окраине севернее 74° с.ш. Это событие вызвало растяжение коры и сбросообразование вдоль более древних ослабленных зон. За этим последовало начало спрединга и формирование хребта Книповича. Последний продвигался в северном направлении, наступая на сдвиговую границу. В соответствии с этим океаническая кора постепенно омолаживалась в северном направлении. В районе 78° с.ш. темпы спрединга были оценены для восточного фланга около 1.5- 2.3 мм/год; для западного несколько выше - от 1.9 до 3.1 мм/год [Шкарубо, 1999]. По этим же данным на широте 75° скорости спрединга колеблются в пределах 4.3-4.9 мм/год.

Из анализа сейсмических профилей MOB ОГТ и данных глубоководного бурения следует, что интенсивное прогибание континентальной окраины последовало сразу же за ее расколом. К началу миоцена на рубеже около 22.5 млн. лет на погруженных ступенях континентального фундамента накопилась толща грубообломочных отложений мощностью в среднем 2.5-3.5 км, а в осевых впадинах Поморского прогиба - до 5.5-7.0 км. Возможно, нижняя часть этой толщи образовалась еще на рифтовой стадии. При этом четкого «предспредингового» несогласия внутри нее не обнаруживается.

Собственно «переходная зона» или область деструкции, ограниченная преимущественно восточным бортом прогиба и его осевой зоной, имела ширину от 60-80 до 120-140 км, включая шельфовую ступень. Ширина осадочного бассейна от границы с континентальной платформой до эскарпа палеохребта составляла в раннемиоценовое время в средней части Поморского прогиба 180-200 км. В пределах его западного борта олигоцен - нижнемиоценовые слои налегали на океанический фундамент.

В течение раннего миоцена (22.5-13 млн. лет) погружение окраины продолжалось, но с медленной скоростью, и становилось более дифференцированным. Максимальная амплитуда прогибания была приурочена к центральной части Поморского прогиба. В южной части прогиба, прилегающей к провинции Вестбаккен, в это время отмечается перерыв в осадконакоплении.

Эрозионная поверхность U₃, выявленная на сейсмическом профиле в южной части Поморского прогиба, в современном структурном плане залегает на глубинах от 3 до 4 км у подножия континентального склона. Если предположить, что в допозднемиоценовое время этот блок располагался вблизи уровня моря и был областью транзита осадочного материала, то такую же величину (3-4 км), вероятно, имеет амплитуда его погружения за последние 10-12 млн. лет. Установленное в центральной части Поморского прогиба несогласие U₂ (13 млн. лет) на глубинах до 4.5-5.0 км, с учетом возможной палеоглубины океанического бассейна 1.0-1.5 км, дает такую же величину опускания за этот период. Возросший темп погружения бассейна в начале позднего миоцена сопровождался сбросом к подножию склона обвально-оползневых масс.

Во второй половине позднего миоцена - плейстоцене скорости осадконакопления превысили темпы погружения окраины, что выразилось максимальной (до 50 км) проградацией шельфа и континентального склона. Одновременно происходит усиление тектоно-магматической активности в рифтовой зоне хребта Книповича и формируется цепь наиболее высоких гребневых вершин, которые составляют его современный восточный эскарп. Однако несмотря на рост хребта, а также на то, что ось спрединга к этому времени отодвинулась от границы с платформенной областью окраины, которая служила источником сноса, на 260-290 км, его гребневая зона, за исключением самой северной части, была перекрыта верхнемиоцен - плиоценовыми отложениями.

Итак, история развития хребта Книповича и Поморского периокеанического прогиба, расположенного к востоку от хребта, начинается с изменения геометрии раскрытия северной части Норвежско-Гренландского бассейна в позднем эоцене - раннем олигоцене (35-33 млн. лет назад), что, по всей видимости, соответствует началу неотектонической эпохи в рассматриваемом регионе. После этого последовало начало спрединга и формирование хребта Книповича (вероятно, в раннем миоцене, 23 млн. лет назад). Сильная расчлененность фундамента и перекрывающего его осадочного чехла в гребневой части хребта свидетельствует о недавней и современной неотектонической активности.

Формирование Поморского периокеанического прогиба сопровождалось прогибанием и накоплением мощной толщи осадков с начала миоцена и продолжалось с разной степенью интенсивности вплоть до плейстоцена.

На основании приведенных выше данных можно сделать предварительный вывод о корреляции неотектонической эпохи тектогенеза и рубежей неотектонической активизации в Центральной Атлантике, установленных Ю.М. Пущаровским с соавторами [2005], и в северной части Норвежско-Гренландского бассейна. Возрастные рамки неотектонической эпохи - поздний эоцен - ранний олигоцен - антропоген, а установленные рубежи и в том и в другом регионах в целом отвечают раннему миоцену, рубежам около 10 млн. лет и 1.5- 2.5 млн. лет назад.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант 06-05-164152), Президиума РАН по программе «Мировой океан», Минобрнауки и Научной школы НШ-9664. 2006. 5.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Гусев Е.А., Шкарубо С.И. Аномальное строение хребта Книповича. Российский журнал наук о Земле. 2001. Том 3, №2, с. 165-182.

2. Пущаровский Ю.М. Тектоника Атлантики с элементами нелинейной геодинамики. М.: Наука, 1994. 83 с.

3. Пущаровский Ю.М. В кн.: Фундаментальные проблемы общей тектоники. М.: Науч. мир, 2001. С. 174-230.

4. Пущаровский Ю.М., Мазарович А.О., Сколотнев С.Г. Неотектоника океанского дна (Центральная Атлантика). // Геотектоника. 2005. № 2. С. 3-16.

5. Шипилов Э.В., Шкарубо С.И., Богданов Н.А., Хаин В.Е. В кн.: Комплексные исследования природы Шпицбергена. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 2003. В. 3. С. 41-58.

6. Шипилов Э.В. К тектоно-геодинамической эволюции континентальных окраин Арктики в эпохи молодого океанообразования // Геотектоника. 2004. № 5. С. 26-52.

7. Шипилов Э.В. Генерации, стадии и специфика геодинамической эволюции молодого океанообразования в Арктике // ДАН. 2005. Т. 402. № 3. С. 375-379.

8. Шкарубо С.И. Геодинамические аспекты эволюции северной части Норвежско- Гренландского бассейна // 25 лет на Арктическом шельфе России. Мурманск: МАГЭ, 1999. С. 71-79.

Ссылка на статью: 

Шипилов Э.В., Шкарубо С.И., Разницин Ю.Н. Неотектоника северной части Норвежско-Гренландского бассейна (особенности строения и развития хребта Книповича и Поморского периокеанического прогиба) // Доклады Академии наук. 2006. Том 410. № 4, с. 506-511.