Что такое акустический фундамент
По определению АФ выделяется как наиболее глубокая в осадочном разрезе граница, ниже которой не прослеживаются протяженные регулярные ОГ. Геологический смысл этой границы, как правило, соответствует контакту консолидированного и складчатого основания и осадочной толщи в чехольном залегании. На БШ наиболее надежно АФ выделяется на бортах депрессий и в областях крупных поднятий.
В тех случаях, когда основание осадочной толщи фиксировалось многофазным волновым полем, выделение и корреляция АФ осуществлялись по первым фазам этого пакета, поскольку последующие фазы могли представлять собой недоподавленный фон регулярных волн-помех, чаще реверберационного характера, или соответствовать непротяженным отражающим площадкам в среде консолидированного основания.
На КШ выделение АФ проводилось по тем же принципам. Отмечаются определенные отличия в характере выраженности АФ для северной и южной областей КШ. Различия эти обусловлены типом вышезалегающей осадочной толщи. Так в областях севернее Северо-Сибирского порога толща, залегающая выше выделенного нами АФ, в большинстве случаев имеет отчетливо выраженный слоистый характер. И здесь идентификация АФ не составляет больших проблем.
Довольно уверенно АФ определяется и на самой северной оконечности Баренцево-Северо-Карского шельфа в районе прогиба св.Анны. На этом фрагменте выделены разрывные нарушения, предающие фундаменту блоковый характер.
По мере приближения с севера к Северо-Сибирскому порогу идентифицировать АФ в разрезе становится сложнее. В самой ЮжноКарской синеклизе слоистость толщи, залегающей выше АФ, как его идентификационный признак проявляется слабее, а, кроме того, сам АФ не всегда представлен на сейсмических разрезах отражающим горизонтом, как это наблюдалось на Баренцевском шельфе и в районе прогиба Св.Анны.
Используя тонкие особенности в различиях волновых полей осадочной толщи и консолидированного (складчатого) основания, удалось выделить и проследить АФ на всем Карском шельфе. В частности, прослеживанию АФ на борту впадины способствует иной наклон отражающих площадок, отличающийся от характерного для фонового волнового поля. В некоторых случаях, например на самом юге шельфа, к этой интерпретации привлекались данные гравитационного поля, которые показали здесь хорошую сходимость с данными сейсмических разрезов. В центральной части ЮКС АФ представляет собой слабую отражающую границу, представленную отдельными площадками, нарушенными разломами. В дальнейшем, при рассмотрении других фрагментов сейсмических разрезов, представленных в диссертации, можно будет, в том числе, увидеть и примеры выделения АФ.
Источник
Что такое акустический фундамент
К ВОПРОСУ О ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ПРИРОДЕ ФУНДАМЕНТА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ШЕЛЬФА МОРЯ ЛАПТЕВЫХ
В.А. Виноградов, С.С. Драчев
Море Лаптевых (рис. 1, врезка) является областью сочленения Восточно-Сибирского кратона и трех складчатых систем: Таймырской, Верхояно-Колымской и Новосибирско-Чукотской. Этот регион испытал позднемезозойскую складчатость и затем в позднем мелу и кайнозое стал ареной интенсивного рифтогенеза, связанного с формированием Евразийского бассейна [ Drachev et al ., 1998 ]. Складчатые системы под разными углами подходят к побережью и, судя по простиранию их элементов, продолжаются в область шельфа, формируя фундамент его восточной, приновосибирской, и западной, притаймырской, частей [ Drachev et al ., 1998; Виноградов и др., 1976; Виноградов, 1984; Иванова и др., 1989 ].
Природа основания шельфа между дельтой Лены и Таймыром намного более проблематична. Здесь на побережье обнажена полоса позднемезозойских складок, известная как Оленекская зона (ОЗ). Традиционно, начиная с [ Кропоткин и Шаталов, 1936 ], считалось, что ОЗ является внутриплатформенной, имеет небольшую ширину и отделяет от кратона его северо-восточную порцию — массив моря Лаптевых; последний и слагает основание прилежащего шельфа, покоящееся под мощным (до 12 км) рифейско-кайнозойским чехлом [ Виноградов и др., 1976; Виноградов, 1984; Иванова и др., 1989 ].
В недавних публикациях предложен иной взгляд на тектонику региона [ Drachev et al ., 1998; Roeser et al ., 1995; Hinz et al ., 1998 ]. Согласно ему, весь шельф подстилается гетерогенным, деформированным в позднем мезозое основанием, а осадочный чехол включает позднемеловые-кайнозойские толщи. В настоящем сообщении приводятся новые данные в пользу позднемезозойского возраста основания юго-западной части шельфа.
Оленекская зона простирается вдоль берега моря от дельты Лены к устью Хатанги (рис. 1). В ядрах антиклиналей, наиболее крупными из которых являются Дюлюнгская и Прончищевская, вскрываются отложения перми и триаса, а их крылья и смежные синклинали образованы юрско-нижнемеловыми слоями. По составу и фациальному облику отложения ОЗ аналогичны верхоянскому терригенному комплексу фронтальных зон одноименного мегаантиклинория. Бурением в устье Оленека установлено, что обнаженный разрез ОЗ наращивается книзу верхнекаменноугольными слоями и его суммарная мощность составляет 2750 м. Ниже залегают карбонаты среднего ордовика — нижнего силура, которые, в свою очередь, подстилаются предположительно вендскими слоями [ Граусман, 1995 ].
Структура ОЗ имеет линейный характер. Складки осложнены надвигами северо-восточного падения; дислокациями охвачены и юрско-меловые толщи северного крыла Лено-Анабарского краевого прогиба. Вместе с последними ширина ОЗ достигает 50 км. Однако это неполная ширина, так как с севера зона срезана берегом моря. Представление о структуре прилежащей части шельфа можно получить, рассмотрев аномальное гравитационное поле и имеющиеся сейсмические профили MOB ОГТ.
Характер поля силы тяжести ОЗ обусловлен чередованием линейных положительных и отрицательных аномалий, ориентированных согласно простиранию зоны (рис. 1). Существует корреляция между структурой и знаком аномалий: антиклиналям соответствуют максимумы, а синклиналям — минимумы. Наиболее интенсивная отрицательная аномалия, связанная с Нижнеленской мульдой Лено-Анабарского прогиба, «обтекает» с юга положительную аномалию Дюлюнгской антиклинали, севернее которой выделяется еще несколько линейных максимумов и минимумов. По аналогии с обнаженной частью ОЗ, можно предположить, что они соответствуют антиклинальным и синклинальным складкам, непрерывно прослеживающимся из дельты Лены в Оленекский залив.
Группа аномалий Оленекского залива пересечена сейсмическим профилем (рис. 1). Акустический фундамент на юго-западном отрезке профиля устанавливается на глубине 1-1.2 с (около 1 км) и перекрыт недислоцированным чехлом (рис. 2а). Следовательно, аномалии характеризуют структуру фундамента, который, очевидно, включает те же дислоцированные комплексы, что и ОЗ. Далее вдоль профиля поверхность фундамента нарушена сбросами и погружается в северо-вос точном направлении до глубины 4 с (около 7 км), перекрываясь осадочным чехлом Южно-Лаптевского рифтового прогиба. По мере погружения фундамента гравитационное поле утрачивает линейные формы и над осевой зоной прогиба, где поверхность основания глубоко погружена, оно слабо дифференцировано.
В акустическом фундаменте вдоль всего фрагмента профиля не наблюдается каких-либо неоднородностей волнового поля. Это указывает на то, что характер его структуры не меняется, и основание Южно-Лаптевского прогиба также включает комплексы, дислоцированные в позднем мезозое. Следовательно, осадочный чехол прогиба не может быть древнее позднего мела.
В районе Анабарского залива наблюдается виргация линейных гравитационных аномалий ОЗ. Широтная ветвь пересекает устье Анабара и затухает, оканчиваясь Тигяно-Анабарской антиклиналью. Субмеридиональная ветвь, огибая с востока о. Большой Бегичев, уходит к Таймыру в район мыса Цветкова (рис. 1). Как верхнеюрско-валанжинские отложения восточной части острова, так и пермско-валанжинские отложения мыса охвачены дислокациями, указывающими на соответствие данной ветви аномалий фронту позднемезозойской складчатости. В Хатангском заливе этот фронт пересечен другим профилем MOB ОГГ (рис. 2б). На юго-западном отрезке профиля акустический фундамент фрагментарно прослеживается между 4 и 5 с. Вышележащая серия контрастных рефлекторов, очевидно, характеризует чехол Енисей-Хатангского прогиба. В поле силы тяжести этому отрезку профиля соответствуют изометричные аномалии. На траверсе мыса Цветкова (ПВ 200-300) горизонтальные рефлекторы резко обрываются, и на северо-восточном отрезке профиля, в области линейных аномалий, сейсмическое волновое поле становится хаотичным, неотличимым от акустического фундамента на веем интервале записи. Таким образом, можно предположить, что палеозойско-мезозойский чехол Енисей-Хатангского прогиба распространяется до восточной части о. Большой Бегичев и мыса Цветкова, а северо-восточнее одновозрастные комплексы дислоцированы и относятся уже к фундаменту шельфа.
Изложенные данные позволяют сделать вывод, что ОЗ не является узкой ветвью поздних мезозоид, вырождающейся в теле Восточно-Сибирского кратона, а распространяется на шельф, участвуя в структуре его основания. По-видимому, ОЗ представляет фронтальную зону Верхоянский складчатой системы, которая в окрестностях дельты Лены меняет простирание и далее следует в западном направлении, в основном под чехлом Южно-Лаптевского рифтового прогиба, вплоть до сочленения с Южно-Таймырской складчатой зоной в районе мыса Цветкова.
В настоящее время мы не в состоянии охарактеризовать фундамент осевых зон рифтов моря Лаптевых. Континентальное основание здесь глубоко опущено и судить о его природе практически невозможно. Однако тот факт, что море Лаптевых обрамляется складчатыми системами мезозойской консолидации, прослеживающимися на значительные расстояния в глубь акватории, оставляет мало возможностей для выделения крупных платформенных блоков в этом регионе.
2. Виноградов В.А., Гапоненко Г.И., Грамберг И.С., Шимараев В.Н. С труктурно-формационные комплексы Арктического шельфа Восточной Сибири // Советская геология. 1976. № 9.
3. Виноградов В.А. В кн.: Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Л.: Недра, 1984. Т. 9. С. 51-60.
5. Кропоткин П.Н., Шаталов Е.Т. Материалы по изучению Охотско-Колымского края. М.: ОНТИ, 1936. Cep. l. B. 3.
6. Roeser H.A., Block M., Hinz К ., Reichert С . In: Reports on Polar Research. V. 176. Bremerhaven: Alfred Wegener Inst., 1995. V. 176. P. 367-377.
7. Hinz K., Block M., Delisle G. et al. In: III Intern. Conf. on Arctic Margins. Abstr. Celle, 1998. P. 85.
8. Граусман В.В. Геологический разрез Усть-Оленекской скв. 2370 (инт. 3605-2700) // Тихоокеанская геология. 1995. Т. 14. № 4.
Ссылка на статью:
Виноградов В.А., Драчев С.С. К вопросу о тектонической природе фундамента юго-западной части шельфа моря Лаптевых // Доклады РАН . 2000 . Т. 372. № 1 . С . 72-74.
Источник
Что такое акустический фундамент
СТРУКТУРА ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА ШПИЦБЕРГЕНСКОЙ АКВАТОРИИ СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКИ
В последние годы в Северной Атлантике усиленно исследуется сейсморазведкой и бурением осадочный чехол, в первую очередь в связи с его нефтегазоносностью. В результате работ, особенно норвежских и западногерманских исследователей, он вдоль западной окраины архипелага Шпицберген достаточно хорошо изучен. Планомерные геофизические исследования проводились в 1966-1973 гг. обсерваторией Ламонта-Доэрти Колумбийского университета (США) [ Talwani & Eldholm , 1977 ]. Важные сейсмические работы были осуществлены и советскими геофизиками [ Коган и Милашин, 1970 ]. В 1974 г. западногерманские геофизики провели работы по программе «Научное геофизическое изучение Северной Атлантики», во время которых широко использовался метод непрерывного сейсмического профилирования. Ими получены интересные результаты в районе между Шпицбергеном и срединным хр. Книповича [ Schluter & Hinz, 1978 ]. В 1975-1977 гг. норвежские исследователи обстоятельно изучили западную и северную окраины архипелага методом сейсмического профилирования и широко использовали сейсмические буи (105 штук) [ Sundvor & Eldholm , 1976; Sundvor & Eldholm , 1979; Sundvor et al , 1977; Sundvor et al , 1978 ]. В 1974 г. состоялся 38-й рейс бурового судна «Гломар Челленджер», во время которого к юго-западу от Шпицбергена была пробурена скв. 344 [ Manum et al ., 1976 ]. Эти материалы легли в основу структурного анализа осадочного чехла Шпицбергенской части Северной Атлантики.
Рассматриваемый район занимает Шпицбергенскую акваторию Северной Атлантики (Гренландское море) к западу от архипелага Шпицберген в 200 км по широте и 500 км по долготе. Шельф выражен отчетливо. Его ширина около 50-70 км при глубине до 200-300 м. Он резко сменяется континентальным склоном, который через 30-40 км погружается (до 4-6°) на глубины 1500-2000 м и переходит в Лафотенскую батиальную равнину с глубинами 2000-3000 м.
В 100-170 км от архипелага располагается меридиональный срединный хр. Книповича шириной от 70 до 120 км. Отдельные его подводные горы достигают отметок 1300-1500 м на фоне глубин 2500-3500 м в смежных районах Бореальной и Лафотенской абиссальных равнин. Вдоль восточного склона хр. Книповича проходит меридиональная рифтовая долина шириной 15-20 км, днище которой погружено до 3000-3400 м.
Строение архипелага Шпицберген
Архипелаг Шпицберген принадлежит к области каледонской и докембрийской складчатости. Фундамент здесь сложен метаморфическими толщами, объединенными в «формацию» Гекла-Хук, включающими мощные рифейские (10-12 км) и нижнепалеозойские (2 км) толщи (рис. 1). Они состоят из кварцитов, мраморов, кристаллических сланцев и разнообразных гнейсов. Породы неравномерно метаморфизованы, смяты нередко в запрокинутые складки и рассечены меридиональными разломами. На дислоцированных породах Гекла-Хук во впадине меридионального простирания лежат мощные (8 км) лагунно-континентальные красноцветные, грубообломочные породы девона, сходные по составу и генезису с орогенными древними красноцветными песчаниками Шотландии, Норвегии и Гренландии.
Все докаменноугольные структуры на юге архипелага перекрываются пологолежащим платформенным чехлом, образованным морскими песчано-сланцевыми отложениями карбона, перми, триаса, юры и мела мощностью до 2 км. Разрез завершается третичными образованиями, слагающими на юге о. Западный Шпицберген меридиональную впадину (150 на 70 км), выполненную конгломератами, песчаниками и сланцами мощностью до 2 км. В низах разреза содержатся значительные запасы высококачественного угля. В восточном направлении мощность третичных отложений резко сокращается, тогда как на запад, по направлению к океану, возрастает [ Kellogg , 1975 ].
Третичные породы обнаружены также на самом западном крае архипелага [ Лившиц, 1973 ] в проливе Форланд-Суннет (см. рис. 1). Последний отделяет о. Земля Принца Карла от Земли Оскара II Западного Шпицбергена. Здесь на протяжении 40 км по обе стороны пролива по берегам выходят конгломераты, гравелиты и песчаники до 3,5 км мощности. В основании толщи на гнейсах лежат валунные конгломераты и брекчии, сменяющиеся гравелитами» песчаниками со слоями каменного угля. Ископаемые моллюски свидетельствуют об эоценовом возрасте вмещающих пород. Выше с несогласием залегает мощная (2 км) ритмичная толща песчаников, алевролитов с конгломератами в основании ритма. Она условно относится к олигоцену, поскольку ископаемые остатки в ней не обнаружены. Предполагается, что породы образуют крупную синклинальную складку, ядро которой скрыто под водой пролива, а на поверхность выходят крылья, наклоненные к оси структуры под углами 30-70°. Западное крыло складки круче и осложнено сбросом.
К югу от архипелага Шпицберген, в северо-западной части Баренцева моря, располагается обширное мелководье (30-40 м) (Шпицбергенская банка). Данные драгирования показывают, что здесь распространены мезозойские отложения, а более молодые практически отсутствуют [ Edwards , 1975 ]. Это позволяет считать, что северо-западная часть Баренцева моря лишь недавно (в четвертичное время) погрузилась под воду.
Разрез скважины 344
Во время 38-го рейса судна «Гломар Челленджер» на 76° с.ш., на склоне срединного хр. Книповича в 16 км к востоку от рифтовой долины (см. рис. 1) пробурена скв. 344 [ Manum et al ., 1976 ]. Ее глубина 414 м. В основании скважины обнаружены габбро-диабазы (вскрытая мощность 36 м). По данным советских исследователей, они имеют возраст 45,4 млн. лет [ Харин и др., 1979 ], тогда как немецкие геологи оценивают их в 3 млн. лет [ Kharin et al ., 1976 ]. Пока неясно, чем вызвано такое различие определений возраста. Нет и единого мнения относительно положения габбро-диоритов. Одни исследователи считают их вторым океаническим слоем, тогда как другие связывают с прорывающим интрузивным телом, внедрившимся в отложения осадочного чехла.
Осадочный чехол сложен в основном темными, или зеленовато-серыми глинами и мелкозернистыми песками с бедными органическими остатками. Встречаются горизонты с нанопланктоном, глобигириновыми илами и фораминиферами. В нижней и средней частях разреза присутствуют гальки основных пород до 3 см в поперечнике, а также турбидитов и диамиктитов. В верхней его половине наблюдается примесь пепловых частей. Для всего разреза характерны гляциальные отложения. Возраст пород, определенных по нанопланктону, следующий: нижние 42 м разреза относятся к низам плиоцена или верхам миоцена, средние 296 м — к плиоцену и верхние 40 м — к плиоцен-плейстоцену [ Manum et al ., 1976 ].
Акустический фундамент и условия залегания его поверхности
По сейсмическим характеристикам намечаются два типа акустического фундамента. Первый характеризуется скоростями продольных волн 5,7-6,4 км/с. Он занимает площадь шельфа вплоть до побережья о. Западный Шпицберген, где аналогичные скорости имеют метаморфические комплексы серии Гекла-Хук. Второй тип фундамента со скоростями 4,5-5 км/с свойствен хребтам Книповича, Полярный, Бореальной и Лафотенской абиссальных равнин. Они сочленяются примерно под континентальным склоном (см. рис. 1). Их поверхности наклонены полого (до 3-5) навстречу друг другу и на глубине 5-7 км, вероятно, соприкасаются. Непосредственно на временных разрезах зона сопряжения двух типов акустического фундамента из-за большой глубины их залегания не фиксируется. Только на схематическом профиле, составленном по сейсмическим буям, вдоль северной границы анализируемой акватории первый тип фундамента со скоростями 6,06 км/с прослежен до 100 км к западу от о. Западный Шпицберген [ Schluter & Hinz , 1978; Sundvor & Eldholm , 1976; Sundvor et al ., 1977 ]. В нем отмечаются горизонтальные отражающие площадки. Первый тип акустического фундамента здесь непосредственно сопряжен с наклоненным на восток фундаментом второго типа (скорость 5,4 км/с).
Магнитное поле Шпицбергенской зоны Северной Атлантики имеет в целом отрицательные значения; образует пологие простые формы. К рифтовой долине хр. Книповича приурочен положительный максимум. Оно отличается от более южных районов Северной Атлантики (хр. Мона), где линейно-магнитное поле положительно, резко напряженно и магнитные аномалии хорошо коррелируются.
Возраст фундамента первого типа рифейско-нижнепротерозойский. Он характеризуется теми же сейсмическими скоростями, что и свита Гекла-Хук на западном побережье о. Западный Шпицберген и на о. Земля Принца Карла. Акустический фундамент второго типа на основании бурения и драгирования в районе срединного хребта Северной Атлантики сложен преимущественно толеитовыми базальтами, радиологический возраст которых колеблется от 48 до 18 млн. лет ( K — Ar -метод) [ Харин и др., 1979; Kharin et al ., 1976 ]. На восточном склоне хр. Книповича, по сейсмическим данным, залегают слои среднеолигоцен-миоценового комплекса осадочного чехла. Следовательно, его возраст здесь, скорее всего, досреднеолигоценовый. Конечно, в рифтовых зонах возраст пород акустического фундамента, вероятно, значительно моложе. В области развития фундамента второго типа мощность консолидированной коры резко сокращена.
Поверхности акустического фундамента хр. Книповича отвечает крупное поднятие шириной около 40-80 км (рис. 2). Хребет поднимается здесь на 1-2 км выше дна соседних абиссальных равнин. Поднятие Книповича на всем протяжении осложнено узкой (15-20 км) V -образной рифтовой долиной, проходящей вдоль восточного его края (рис. 2, 3). Высота восточного крыла поднятия хр. Книповича достигает 1 км, а западного 1,5-1,8 км (рис. 4). Кроме рифтовой долины на своде поднятия присутствует еще ряд более мелких меридиональных долин с крутыми бортами и глубиной около 1-1,2 км.
На западном крыле поднятия хр. Книповича поверхность акустического фундамента плавно погружается (до 3-5°) к абиссальной равнине (Бореальная котловина). Восточное, более крутое крыло (15-20°) осложнено меридиональными разломами. Здесь намечаются наклоненные (5-8°) к востоку ступени и грабенообразные впадины глубиной до 0,5-1,0 км; на севере поднятие хр. Книповича затухает, переходит в систему пологих антиклиналей и мульд. Здесь же прекращает регистрироваться и связанная с ним рифтовая долина. С северо-востока его кулисно подставляет поднятие хр. Полярный, приуроченное к диагональной зоне разломов, аналогичной Гренландской и Ян-Майенской.
К востоку, на Лафотенской абиссальной равнине поверхность акустического фундамента имеет меридионально ориентированные блоковые структуры высотой 0,5-1,5 км, особенно хорошо выраженные на поперечных сейсмических профилях. Крупные глыбовые поднятия, возвышающиеся до 1 км, протягиваются на 80-100 км в меридиональном направлении. Они отчетливо видны на широте Ис-фьорда (см. рис. 1). В целом поверхность акустического фундамента здесь полого погружается с 2-3 до 4-5 км, образуя Лафотенскую ступень.
Восточнее Лафотенской ступени акустический фундамент опускается до 7 км, намечается Пришпицбергенский прогиб. Он занимает абиссальную равнину, континентальный склон и большую часть шельфа. На широте о. Земля Принца Карла Пришпицбергенский прогиб сужен, а к северу, и особенно к югу, расширяется и углубляется. Западное его крыло имеет блоковую структуру. На восточном крыле на широте о. Земля Принца Карла наклон достигает 5° (100 м/км), на юге уменьшается до 2-3° (40 м/км).
Вдоль западной окраины архипелага Шпицберген прослеживаются крупные сбросы, идущие непосредственно вдоль побережья и в 40-50 км западнее его. Ими ограничивается глубокий и узкий грабен в проливе Форланд-Суннет, где поверхность акустического фундамента погружена на глубину свыше 3 км. Крупная конформная система разломов зоны Хорнсунн, проходящая через всю площадь к западу от о. Земля Принца Карла, смещает поверхность акустического фундамента на несколько сотен метров (см. рис. 4). К сожалению, разломы еще недостаточно изучены.
Осадочный чехол, условия залегания его слоев и их мощности
На акустическом фундаменте почти повсеместно залегают слои осадочного чехла. Только на отдельных участках хр. Книповича они отсутствуют. В осадочном чехле по сейсмичееким материалам выделяются три комплекса, разделенные структурными несогласиями [ Schluter & Hinz , 1978 ]. Верхний — хорошо выраженная слоистая среда, скорость распространения продольных волн 1,7-2,8 км/с. Его мощность 2-2,5 км. Возраст определяется по скв. 344 как плиоцен-плейстоценовый. Средний комплекс хорошо выражен на временных сейсмических разрезах, он представляет собой хаотическую среду. Эта картина связана с беспорядочно ориентированными отражающими площадками. Скорость распространения волн в нем составляет 2,4-2,8 км/с, мощность, 0,5-0,8 км. Возраст на основании скв. 344 определяется плиоценовым. Нижний, наиболее мощный комплекс, характеризуется полупрозрачной средой с отдельными отражающими границами. Его мощность достигает 3 км с сейсмическими скоростями 2,9-4,8 км/с. На основании буровых данных по смежным районам Северной Атлантики (плато Воринг, хр. Ян-Майен) предполагается среднеолигоценово-миоценовый его возраст.
В грабене Форланд-Суннет по данным сейсмических буев [ Sundvor et al ., 1977 ] в нижней части осадочного чехла установлены мощные слои с высокими скоростями (4,6 км/с). Вероятно, они сложены конгломератами и песчаниками эоцена, обнажающимися по берегам пролива Форланд-Суннет.
Все основные структурные элементы, поверхности акустического фундамента отражены в слоях осадочного чехла. В пределах поднятия хр. Книповича они залегают на максимальном гипсометрическом уровне. Здесь зафиксированы их сложные пликативные (до первых десятков градусов) и дизъюнктивные (многие сотни метров) дислокации, совпадающие с поверхностью акустического фундамента и дном океана. К западу и востоку в зонах сопряжения соответственно с Бореальной котловиной и Лафотенской ступенью слои осадочного чехла испытывают региональные флексурные изгибы, располагаются на более низких отметках. Здесь они полого залегают, погребая рассмотренные выше блоковые дислокации поверхности акустического фундамента. На Лафотенской ступени некоторые разломы затрагивают слои нижнего, а иногда среднего и верхнего комплексов осадочного чехла, вызывая смещение до 100-200 м.
Пришпицбергенский прогиб выражен лишь по слоям нижнего комплекса. Слои среднего и верхнего комплекса испытывают региональный подъем к востоку, параллельный наклону дна континентального склона (см. рис. 4). Осадочный чехол Пришпицбергенского прогиба местами осложнен крупными пологими складками меридионального простирания. Наиболее крутые наклоны (до 6°) отмечены на широте о. Земля Принца Карла, где ширина его резко сжата (до 70 км). К югу и северу слои осадочного чехла залегают полого, близко к горизонтальному. Однако близ его бортов они нарушены разрывами. Вдоль архипелага Шпицберген наблюдаются поперечные зоны разломов с амплитудой до километра. Они вместе с меридиональными разломами расчленяют восточный борт прогиба на систему блоков. На побережье о. Западный Шпицберген в грабене Форланд-Суннет породы эоцена и олигоцена оборваны разломами и круто (до 70°) наклонены. Вдоль побережья имеется, вероятно, еще несколько подобных структур, заполненных породами эоцена и олигоцена, о чем свидетельствуют выделенные здесь геофизиками разломы.
Рассмотренные структурные элементы дна Шпицбергенской акватории Северной Атлантики отражены в суммарных мощностях осадочного чехла (рис. 1) и составляющих его комплексах. В Пришпицбергенском прогибе суммарная мощность чехла достигает 5 км, нижнего комплекса — 3, а верхнего — 2 км. Они несколько сокращаются (первая из них до 4 км) в его средней части на широте Ис-фьорда. На восточном крыле Пришпицбергенского прогиба суммарная мощность чехла уменьшается до 3 км, а на западном до 2 км. Изменение мощности происходит главным образом за счет конседиментационного утонения всех его стратиграфических подразделений. Средний комплекс на восточном борту Пришпицбергенского прогиба в районе бровки шельфа повсеместно выклинивается.
В восточной части Лафотенской ступени по поверхности акустического фундамента намечается зона отсутствия или пониженных мощностей нижнего комплекса осадочного чехла (см. рис. 4). За ним к западу они вновь несколько возрастают. Тем самым намечается краевое поднятие, отделяющее Пришпицбергенский прогиб от зон повышенных мощностей внутренних районов Лафотенской ступени. По среднему и верхнему комплексам оно вырисовывается менее четко. Краевое поднятие абиссальной равнины Лафотенской ступени образует в плане большую дугу, выгнутую к востоку. На его склонах слои нижнего комплекса испытывают прислонение к поверхности акустического фундамента, а на восточном они одновременно конседиментационно утоняются.
К западу от краевого поднятия располагается зона повышенных мощностей (до 2 км и более) осадочного чехла Лафотенской ступени, шириной до 30-70 км. Здесь грабенообразные впадины поверхности акустического фундамента заполнены нижним комплексом (до 1,5 км) осадочного чехла, который скрывает резкую его структурную расчлененность. За пределами грабенообразных впадин он сокращается до 0,5 км, а местами отсутствует. Отмечается резкое прислонение слоев преимущественно нижнего комплекса осадочного чехла к поверхности акустического фундамента. Отложения среднего комплекса лежат со слабым несогласием на нижнем, а местами непосредственно переходят на поверхность акустического фундамента, но при этом к западу быстро выклиниваются. Намечается несогласие и в основании верхнего комплекса. Слои среднего и верхнего комплексов к сводам антиклиналей утоняются (до 1,5 раза) с одновременным прислонением к поверхностям несогласий (см. рис. 3).
На поднятии хр. Книповича як западу в Бореальной котловине осадочный чехол составляют только отложения верхнего комплекса, непосредственно перекрывающие породы акустического фундамента. Их мощность не превышает 0,5-1 км, а в меридиональной рифтовой долине они отсутствуют.
Мощную призму кайнозойского осадочного чехла Прищпицбергенского прогиба зарубежные исследователи рассматривают в качестве аккумулятивного «клина» ( wedge ) [ Sundvor et al ., 1977 ]. Он, по их представлениям, возник за счет пассивного захоронения отрицательного океанического рельефа осадками, создающими вдоль подножия мощную призму пород. Тектоническим движениям они отводят незначительную роль (изостатическое опускание). В то же время, как было показано выше, зона повышенных мощностей осадочного чехла континентального склона и шельфа характеризуется глубоким погружением поверхности акустического фундамента. При снятии искажения вертикального и горизонтального масштабов вырисовывается структурная форма (см. рис. 4, Б), отвечающая пологим прогибам, широко распространенным в чехлах платформ. На западе толстая призма осадочного чехла ограничена краевым поднятием, за которым его мощность вновь возрастает. Следовательно, утонение слоев в призме к западу связано не с нехваткой терригенного материала, поступающего с восточных источников сноса, а ослаблением в этом направлении темпа прогибания. Активное тектоническое погружение поверхности акустического фундамента компенсировалось накоплением мощных серий осадков, что привело к образованию конседиментационного Пришпицбергенского прогиба. Там, где оно замедлялось или заменялось вертикальными тектоническими движениями, возникли поднятия. В том числе и краевое поднятие, отделявшее Пришпицбергенский прогиб от океанических структур Северной Атлантики.
Полное совпадение залегания слоев осадочного чехла и поверхности континентального склона доказывает современное погружение, за счет которого его западный борт был глубоко опущен. Советскими геологами подобного типа структуры выделены под названием периокеанических [ Клитин, 1981 ] и предконтинентальных [ Дибнер и Красильщиков, 1980; Красильщиков, 1980 ] прогибов.
Тектоническое развитие района и формирование структур
Согласно современным представлениям, образование Атлантического океана произошло в результате спрединга, создавшего новую молодую океаническую кору. В Северной Атлантике Гренландский щит отделился от платформы Баренция, что привело к созданию океанического спредингового фундамента и связанных с ним океанических структур [ Пущаровский, 1981; Schluter & Hinz , 1978; Sundvor et al ., 1978; Talwani & Eldholm , 1977; Talwani M ., Udintsev , 1976 ]. Однако отсутствие в пределах Шпицбергенской части Северной Атлантики линейных магнитных аномалий и одновозрастность базальных слоев осадочного чехла на Лафотенской ступени и Пришпицбергенском прогибе свидетельствуют о не очень больших размерах горизонтальных перемещений в кайнозое, которые, вероятно, затрагивали только район хр. Книповича. Мощность земной коры на хр. Книповича, согласно глубинным сейсмическим исследованиям в соседних Норвежском и Лафотенском районах [ Hinz , 1972 ], составляет около 10 км. О небольшой мощности коры свидетельствуют и исследования, выполненные на хр. Книповича с применением сейсмических буев [ Sundvor & Eldholm , 1976 ]. По направлению к архипелагу мощность коры возрастает. По данным польской сейсмической экспедиции [ Guterch et al ., 1980 ], ее мощность (вдоль Ис-фьорда) у побережья составляет 22 км, а восточнее, в районе развития третичной впадины достигает 35 км.
Отрицательное магнитное поле связывается с присутствием в море у побережья погребенной и утоненной континентальной коры [ Sundvor et al ., 1977 ]. Аналогичная кора устанавливается и в более южных районах Северной Атлантики на плато Воринг [ Hinz , 1972 ]. В Шпицбергенской зоне присутствие такой коры вполне вероятно в Лафотенской ступени. Для подобных территорий Е.В. Артюшков [ Артюшков и др., 1979 ] разработал модель фазовых переходов пород в консолидированной континентальной коре, превращающих ее по физическим свойствам в океанический тип. Они привели к утонению и преобразованию континентальной коры и наращиванию ее платобазальтами, близкими по физическим свойствам к океаническим базальтам второго слоя спрединговой зоны [ Шлезингер и Яншин, 1981 ]. В поверхностном выражении фазовые переходы выразились интенсивным опусканием.
В досреднеолигоценовое время океанический фундамент районов хр. Книповича и Лафотенской ступени был затронут импульсом вертикальных (преимущественно) восходящих тектонических движений, создавших сложную блоковую структуру, в которой преобладают разрывные нарушения. В Лафотенской ступени к среднему олигоцену завершилось формирование структур фундамента. В районе хр. Книповича явления спрединга проявились в четвертичное время. В частности, рифтовая долина, лишенная осадочного чехла, связана с раздвигом [ Talwani & Eldholm , 1977 ]. Величина горизонтальных перемещений здесь составляла 15-20 км. Дно впадины, вероятно, сложено четвертичными базальтами. Хребет, Книповича — современное сейсмически активное сооружение, где часто бывают землетрясения с магнитудой более 5 баллов [ Husebye et al ., 1975 ].
Формирование осадочного чехла в прибрежных районах о. Западный Шпицберген началось в эоцене, где в грабене Форланд-Суннет и, вероятно, в других подобных структурах на складчатом фундаменте отложились мощные толщи грубообломочных пород. Их накопление продолжалось в олигоцене. В среднем олигоцене в прогибание были включены и более западные участки фундамента [ Hinz & Schluter , 1980; Schluter & Hinz , 1978; Talwani & Eldholm , 197 7 ]. Дифференцированный характер погружения привел к формированию разных мощностей осадочного чехла (максимальных в осевой зоне прогиба и минимальных на сопряженных поднятиях).
Конседиментационный характер утонения слоев на его бортах доказывает относительную мелководность бассейна. Об этом же свидетельствуют данные глубоководного бурения в смежных с юга районах. Так, в скв. 336 в районе Фареро-Исландского поднятия (дно 800 м ниже уровня моря) в основании осадочной толщи выходит красно-бурая кора выветривания [ Тимофеев и др., 1979; Харин, 1979 ]. В нижней осадочной серии плато Воринг (1500 м ниже уровня моря) обнаружена древняя почва с корнями растений, свидетельствующая о заболоченном побережье, находящемся ныне в 300-400 км от современного берега [ Боголюбова и Тимофеев, 1979 ].
Следовательно, в среднеолигоцен-четвертичное время в Пришпицбергенском прогибе шло накопление песчано-глинистых осадков преимущественно в условиях эпиконтинентального бассейна. Осадки среднего комплекса осадочного чехла имеют гляциальный генезис. Их выклинивание на восточном борту Пришпицбергенского прогиба (на акватории современного шельфа) доказывает существование там в это время суши. Прислонение слоев на восточном склоне краевого поднятия свидетельствует об углублении дна бассейна. По-видимому, прогиб в рельефе представлял собой глубокий шельф, который в зоне западного крыла сопрягался с глубоководным океаническим бассейном (см. рис. 4, В).
Со среднеолигоценового времени осадочный чехол начал образовываться и в глубоководном океаническом бассейне (Лафотенская ступень). Его накопление продолжалось и в последующие отрезки кайнозойского времени. Расширение бассейна, вероятно, за счет спрединга привело к распространению более молодых слоев осадочного чехла (верхний комплекс) в западном направлении. Океанический бассейн в отличие от более мелководного Пришпицбергенского характеризовался большей стабильностью. Осадочный чехол заполнял пониженные участки его рельефа, испытывая на их склонах прислонение к поверхности акустического фундамента. Лишь отдельные блоки по разломам, главным образом в среднеолигоцен-миоценовом этапе развития, разрывали накопившиеся слои осадочного чехла.
Строгое соответствие наклона верхних слоев осадочного чехла и дна океана (см. рис. 3, 4, А-В) доказывает наличие мощного импульса молодых четвертичных, а скорее позднечетвертичных тектонических вертикальных движений. Современным опусканием был захвачен допозднечетвертичный шельф, который был погружен на глубину 1 км и ныне вошел в состав глубоководных частей океана. Не менее интенсивные молодые вертикальные (вероятно, восходящие) тектонические движения имели место во внутренних частях океанического, бассейна. Именно ими был, возможно, создан современный подводный хр. Книповича как крупное поднятие, отличающееся сложной пликативно-дизъюнктивной структурой (см. рис. 3). Их амплитуда здесь достигла 1-2 км.
1. В области Шпицбергенской зоны Северной Атлантики происходит сочленение континентальной и океанической кор. В океанической коре отчетливо выделяются второй (океанический) и первый (осадочный) слои. Не исключено, что под вторым слоем местами лежит утоненная консолидированная континентальная кора.
2. Переход океанической коры в континентальную совершается под Пришпицбергенским прогибом в зоне современного континентального склона.
3. Пришпицбергенский прогиб — типичная конседиментационная структура, относится к периокеаническим бассейнам, глобально распространенным в зонах сопряжения океанов и континентов. Он сформировался в среднеолигоцен-четвертичное время (35-40 млн. лет). Между тремя крупными комплексами осадочного чехла установлены перерывы в осадконакоплении, а местами и несогласия. Поверхность акустического фундамента имеет сложноблоковую структуру.
4. Современная структура дна Шпицбергенской зоны Северной Атлантики образована молодыми четвертичными (скорее всего поздне-четвертичными) тектоническими движениями. Опускание создало современный континентальный склон, который представляет собой тектоническую флексуру слоев осадочного чехла. Во внутренней области вертикальные движения (вероятно, восходящие) образовали подводный хр. Книповича как крупное поднятие, отличающееся сложной пликативно-дизъюнктивной структурой. Здесь одновременно с вертикальными движениями имели место и крупные горизонтальные перемещения (раздвиги), сформировавшие рифтовую долину и близкие к ней структуры поднятия хр. Книповича.
1. Артюшков Е.В., Шлезингер А.Е., Яншин А.Л. Основные типы и механизмы образования структур на литосферных плитах. Ст. 2. Морские впадины и области дейтероорогенеза. — Бюл. МОИП. Отд. геол., 1979, т. 54, вып. 3, с. 3-13.
2. Боголюбова Л.И., Тимофеев П.П. Растительное органическое вещество в осадках скважины 336. — В кн.: Результаты глубоководного бурения в Атлантическом океане в 38-м рейсе «Гломар Челленджер». Литология и петрография. М., 1979, с. 68-82.
3. Дибнер В.Д. Морфоструктура шельфа Баренцева моря. — Тр. НИИГА. Л., 1978, т. 185, 211 с.
4. Дибнер В.Д., Красильщиков А.А. Типизация осадочных бассейнов Северной Атлантики в связи с проблемой нефтегазоносности. — В кн.: Тектоника и нефтегазоносность континентальных окраин и окраинных морей Атлантического, Тихого и Индийского океанов. Л., 1980, с. 67-75.
5. Клитин К.А. Проблема структурных связей Шпицбергена и Скандинавии и их взаимоотношения с Атлантическим океаном. — В кн.: Проблемы тектоники земной коры. М.„ 1981, с. 226-236.
6. Коган Л.И., Милашин А.П. О сейсмических исследованиях в Гренландском море. — Океанология, 1970, № 3, с. 470-473.
7. Красильщиков А.А. Основные черты тектонического строения Северной Атлантики. — В кн.: Тектоника и нефтегазоносность континентальных окраин и окраинных морей Атлантического, Тихого и Индийского океанов. Л., 1980, с. 60-66.
8. Лившиц Ю.Я. Палеогеновые отложения и платформенные структуры Шпицбергена. — Тр. НИИГА, 1973, т. 174, 159 с.
9. Пущаровский Ю.М. О происхождении океанов и связи с их тектоническим районированием. — В кн.: Проблемы тектоники земной коры. М., 1981, с. 14-28.
10. Тимофеев П.П., Ренгартен Н.В., Боголюбова Л.И., Дриц В.А. Литолого-минералогическое описание разреза осадочных отложений по скважине 336. — В кн.: Результаты глубоководного бурения в Атлантическом океане в 38-м рейсе «Гломар Челленджер». Литология и петрография. М. 1979, с. 11-29.
11. Харин Г.С. Магматические породы Норвежского и Гренландского морей. — В кн.: Результаты глубоководного бурения в Атлантическом океане в 38-м рейсе «Гломар Челленджера». Литология и петрография. М, 1979, с. 162-186.
12. Харин Г.С., Удинцев Г.Б., Богатиков О.А., Дмитриев Ю.И. Абсолютный возраст базальтов Норвежского и Гренландского морей. — В кн.: Результаты глубоководного бурения в Атлантическом океане в 38-м рейсе «Гломар Челленджера». Литология и петрография. М., 1979, с: 187-191.
13. Шлезингер А.Е., Яншин А.Л. Тектоническая неоднородность дна Мирового океана. — Советская геология, 1981, № 7, с. 41-50.
14. Edwards M.V. Gravee fraction on the Spitsbergen Bank, NW Barents shelf. — Norg. geol, unders,, 1975, N 316, bul. 29,. p. 205-218.
15. Guterch A., Teisseyre R., Pajchel J. et al. Studies of the deep structure of the earth’s crust in the Western Spitsbergen and Greenland see region (preliminary results). — Publ, Inst. Geophys. Pol. Acad. sci. (1980), A-8(130),. p. 115-126.
16. Hinz K. Der Krustenafbau des Norwegischen Kontinentalrandes (Voring Plateau) und der Norwegischen Tifsee zwischen 66° und 68°N nach seismischen Untersuchungen. — Meteor. Reine C, 1972, N 10, S. 1-16.
17. Hinz K., Schluter H.-U. Continental margin off east Greenland. Proceedings of the Tenth World Petroleum Congress, Bucharest, vol. 2. Exploration supply und Demand. Heyden & Son, Ltd. London,, 1980, p. 405-418.
19. Kellogg H.E. Tertiary Stratigraphy arid Tectonism in Svalbard and Continental Drift. — Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bul., 1975, vol. 59, N 3, p. 465-485.
20. Kharin G.S., Udintsev G. В ., Bogatikov O.A. et al. К -Ar ages of the basalts of the Norwegian — Greenland Sea DSDP. Leg. 38 . — In: Initial Reports of the Deep Sea Drilling. Wash., 1976, vol. 38, project 38, p. 755-759.
21. Manum S. В ., Raschka H., E с khardt H., Schrader H.-J. Site 344. — In: Initial Reports of the Deep Sea Drilling. Wash., 1976, vol. 38, project 38, p. 389-450.
22. Schluter H.-U. Hinz K. The Continental Margin of West Spitsbergen. — Polarforschung, 1978, Bd 48, N ½, S. 151-169.
23. Sundvor E., Eldholm O. Marine Geophysical Survey on the continental margin from Bear island to Hornsund, Spitsbergen. — University of Bergen. Seismological Observatory. Scientific report, N 3, 1976, 17 p.
24. Sundvor E., Eldholm O. The western and northern margin of Svalbard. — Tectonophysics, 1979, vol. 59, N 3, p. 239-250.
25. Sundvor E., Eldholm O., Gidskehaug A., Myhre A. Marine Geophysical Survey on the western and northern continental margin off Svalbard. — University of Bergen. Seismological observatory. Scientific report N 4, 1977, 20 p.
26. Sundvor E., Gidskehaug A., Myhre A. Eldholm O. Marine Geophysical Survey of the Northern Svalbard margin. — University of Bergen. Seismological observatory. Scientific report N 5, 1978, 22 p.
27. Talwani M., Eldholm O. Evolution of the Norwegian-Greenland Sea. — Bul. Geol. Amer., 1977, vol. 88, N 7, p. 969-989.
28. Talwani M., Udintsev G. Tectonic synthesis. — In: Initial Reports of the Deep Sea Drilling. Wash., 1976, vol. 38, project 38, p. 1213-1242.
Ссылка на статью:
Клитин К.А. Структура осадочного чехла Шпицбергенской акватории Северной Атлантики // Бюллетень Московского об-ва испытателей природы, отд. геол., 1983, том 58, вып. 3, с. 30-41.
Источник