Расчленение четвертичных отложений на сейсмостратиграфические комплексы нами проведено по схеме, разработанной для Шпицбергенского шельфа норвежскими и российскими исследователями [Гусев и др., 2003; Solheim et al., 1996].

Фактической основой для данной работы послужили сейсмоакустические материалы, полученные Морской арктической геологоразведочной экспедицией в 2006-2007 гг. на Южно-Шпицбергенском шельфе. В границах исследованного района в рельефе дна выделяется Зюйдкапский желоб, простирающийся в широтном направлении, переходя с востока на запад на континентальный склон. Заложение депрессии желоба происходило в ходе тектонических преобразований северо-западной Баренцевоморской окраины в мелово-палеогеновый этапы развития [Шипилов и Тарасов, 1998]. С позднего кайнозоя Зюйдкапский желоб испытал экзодинамическое воздействие, особенно в периоды оледенений и являлся коридором для транспортировки осадочного вещества в Гренландское море. Тем не менее, значительная часть продуктов размыва и транзита оседала в желобе.

В разрезе четвертичных отложений выделены следующие сейсмостратиграфические комплексы: эоплейстоценовый (ССК А), нижнее-средненеоплейстоценовый (ССК В), верхненеоплейстоцен - голоценовый (ССК С) [Гусев и др., 2003].

Эоплейстоценовые отложения (ССК-А). Сейсмокомплекс представлен предположительно морскими песками, алевритами и пелитами эоплейстоценового возраста. Отложения этого сейсмокомплекса залегают в понижениях рельефа дочетвертичных образований и широко распространены на глубине, превышающей 150 м. В волновом поле он находит отражение в виде редкой косой регрессивной слоистости. В подошве ССК-А ограничен поверхностью регионального несогласия, в кровле - отражающим горизонтом h. В районе работ эоплейстоцен развит широко. Являясь промежуточным комплексом между неогеном и неоплейстоценом, эта толща во многом близка к неогену, и подобно ему, образует мощные конусы выноса, характеризуясь высокими изменениями амплитуд по площади.

Неоплейстоцен. Нижнее-среднее звенья. (ССК-В, ССК-III). Неоплейстоценовый этап развития начался с обширной трансгрессии, охватившей и весь Баренцевский шельф, связанной с общим погружением примерно на 200 м. Нижнее-средненеоплейстоценовые отложения распространены только при глубинах моря более 200 м. Это, видимо, связано с тем, что в эпоху формирования комплекса возвышенная часть территории являлась областью транзита и сноса осадков. Также вероятно, что наиболее возвышенные участки плато подвергались денудации и в более поздние эпохи геологического развития региона. В конечном итоге, это привело к локализации участков распространения нижнее-средненеоплейстоценовых образований в наиболее погруженных частях шельфа и в океанической части. Кровля комплекса приурочена к границе слабого углового несогласия по типу эрозионного среза с перекрывающими верхненеоплейстоценовыми осадками.

Отложения, сформировавшиеся в это время, представлены диамиктонами, формирование которых многими исследователями связывается с существовавшими суровыми климатическими условиями сезонно-замерзающих морей. В наиболее возвышенных частях сухопутного обрамления происходило формирование ледниковых массивов.

Характерная черта неоплейстоценового осадконакопления - цикличность. Цикличность в осадконакоплении связана как с чередованием ледниковых эпох и межледниковий, так и с трансгрессивно-регрессивными циклами. Проявление цикличности хорошо выражается в условиях суббатиальной равнины.

Верхненеоплейстоцен-голоценовый (ССК-С, ССК-П) нерасчлененный комплекс. На участках ледниково-морской аккумуляции мощность комплекса в прибровочной части шельфа и у подножия склона возрастает. CCK-С на глубинах моря свыше 250 м залегает без видимого несогласия на ССК-В.

Верхненеоплейстоценовый сейсмокомплекс развит широко, практически сплошным покровом, распространен в границах рассматриваемой территории, где он слагает как покровные, так и облекающие формы. Мощность его значительно увеличивается в областях ледниково-морской аккумуляции и уменьшается в границах поднятий. Подошва ССК прослеживается с разной степенью уверенности. Верхненеоплейстоценовый сейсмокомплекс объединяет в своем составе различные в фациальном отношении образования. На рассматриваемой территории можно наблюдать ледниковые, ледниково-морские, а также морские отложения.

На рис. 1 показан пример сейсмоакустического профиля 200506 с элементами геологической интерпретации. Профиль пересекает Зюйдкапский желоб в субширотном направлении с запада на восток. На западе шельф переходит в континентальный склон, а в восточной части наблюдается ступенчато погружающаяся система разломов, к которой приурочены обвально-оползневые отложения, перекрытые верхненеоплейстоцен-голоценовым комплексом.

Ледниковые отложения представлены конечной мореной, характеризующейся внутренней слоистостью и фиксирующей в плане контур распространения ледников в поздневюрмское время.

На большей части района работ, в шельфовой зоне, трансгрессивные отложения (высокого уровня моря) уничтожены ледниковой деятельностью и в разрезе отсутствуют. Такая эрозия имела место в среднем миоцене и среднем плейстоцене, в периоды низкого относительного уровня моря, а также в периоды верхненеоплейстоценовой ледниковой переработки шельфа Западно-Баренцевской окраины.

В районе работ четвертичные отложения развиты преимущественно на глубинах, превышающих 100 м. Минимальные мощности наблюдаются на севере площади работ, на склоне банки Серкапп и на Шпицбергенской банке. На этих участках на поверхность дна выходят коренные породы.

Общая мощность четвертичных отложений увеличивается в субширотном направлении (рис. 2). У бровки шельфа и на континентальном склоне мощность достигает 320-480 м. Зоны увеличения мощности субширотной направленности отмечают каналы транзита материала в направлении суша-море и участки его аккумуляции.

На материковом подножии образуются конусы выноса, и мощность здесь возрастает до 600-640 м. В океанической части самые значительные мощности 660-680 м и более приурочены к разломам-желобам.

Развитие этих зон конуса выноса контролируется не столько размером самого конуса, формой и рельефом океанической котловины или абиссальной равнины, на которую он опирается, сколько параметрами осадочного питания, т.е. скоростью поступления и осадконакопления, особенно в ледниковые эпохи.

Условия осадконакопления и характер изменения мощности иллюстрируются разрезом по профилю 200519, пересекающим Зюйдкапский желоб в субмеридиональном направлении от Шпицбергенской банки до банки Серкапп (рис. 3). На сейсмоакустической записи видно, что тальвег желоба в неоген-эоплейстоценовое время проходил южнее, прижимаясь к Шпицбергенской банке. Небольшой самостоятельный центр оледенения мог существовать на Медвежинско-Надеждинской возвышенности, а точнее, на Шпицбергенской банке. К этому выводу можно прийти на основе радиального простирания троговых долин и концентрического расположения поясов моренных гряд. По волновой картине видно, что на склоне палеожелоба обнажаются более древние отложения неогенового и эоплейстоценового возраста, а сама палеодолина выполняется сохранившимися от размыва отложениями нижне-средненеоплейстоценового возраста и донной мореной рисского оледенения. Морена, завершающая разрез в его южной части, сложена несортированными осадками. Ее возраст можно отнести к ранней стадии вюрмского оледенения.

Изучение погребенных палеодолин имеет и практическое значение: они являются ловушками россыпных месторождений. Кроме того, погребенные линзы мертвого льда, и, следовательно, пресной воды в окружении соленых океанических вод являются благоприятной предпосылкой для формирования газогидратов. На этом основании зону погребенной троговой долины, а в особенности в юго-западной прибровочной части, где усилены процессы аккумуляции, можно отнести к перспективным участкам.

В послеледниковое время, несмотря на заметную деятельность субаквальных рельефообразующих процессов, реликтовые гляциальные и перигляциальные формы рельефа дна океана сохраняли свои первичные морфологические черты.

ЛИТЕРАТУРА

1. Гусев Е.А., Рекант П.В., Мусатов Е.Е., Шкарубо С.И. Сейсмостратиграфическая основа расчленения четвертичного чехла Шпицбергенского шельфа // Комплексные исследования природы Шпицбергена. Вып. 3. Апатиты: КНЦ РАН, 2003. С. 85-91.

2. Шипилов Э.В., Тарасов Г.А. Региональная геология нефтегазоносных бассейнов Западно-Арктического шельфа России. Апатиты: КНЦ РАН. 1998.

3. Solheim A., Andersen E.S., Elverhøi A., Fiedler A. Late Cenozoic depositional history of the western Svalbard continental shelf, controlled by subsidence and climate // Global and Planetary Change. 1996. Vol. 12. P. 135-148.

Ссылка на статью:

Захаренко В.С., Тарасов Г.А., Парамонова М.С., Проконина М.В., Шлыкова В.В. Строение четвертичной толщи Южно-Шпицбергенского шельфа по данным сейсмоакустики // Разведка и охрана недр. 2007. № 9. С. 30-32.