Строение и история развития литосферы
Шрифт:
Рис. 1. Схема работ 24–26 рейсов НИС «Академик Николай Страхов» (Геологический институт РАН, Норвежский Нефтяной Директорат, 2006–2009). Рельеф показан по данным (IBCAO, 2005). Штриховая линия – расположение границы Норвегии, по представлениям последней.
2. Краткий обзор геологии северо-запада Баренцева моря
Баренцево море расположено в западной части Евроазиатского шельфа Арктики (рис. 2). Оно отделено от глубоководных впадин Северного Ледовитого и Атлантического океанов поднятиями архипелагов Шпицберген и Земля Франца-Иосифа.
Рис. 2.
В Баренцевом море преобладают глубины от 100 до 350 м. Вблизи границы с Норвежским морем они достигают 600 м. Рельеф характеризуется многими пологими подводными возвышенностями и понижениями (см. рис. 2). Строение рельефа осложняется рядом желобов ортогональных в плане к кромке шельфа как на севере, так и на западе моря. В первом случае это желоба Франц-Виктория, Орли (глубины превышают 530 м), а также морфоструктуры, расположенные на продолжении пролива Хинлопен, Вуд– и Вейде-фьордов. На западе – это желоба Медвежий и Зюйдкапп. Северо-запад Баренцева моря (Дибнер, 1957, Карякин и др., 2009, Объяснительная, 1996, Сущевская и др., 2004, Столбов и др., 2006, Хаин, 2001, Шипилов, Тарасов, 1998, Smith et al., 1976, The Geology…, 1997, Geology…, 1998) имеет континентальную кору гренвильского возраста (т. н. Свальдбардская плита), которая в пермское и мезозойское время претерпела несколько этапов деструкции или магматических прявлений.
В северо-западной части Баренцева моря расположен архипелаг Шпицберген. Он включает в себя четыре главных острова и около 150 мелких с общей площадью более 62 тыс. км2. Максимальная высота рельефа – 1717 м. Около 60 % территории архипелага покрыто ледниками.
Основные складчатые и разрывные структуры Шпицбергена имеют меридиональные простирания. Крупными разломами (левые сдвиги с амплитудами до тысячи (?) километров), которые заложились в конце силура – начале девона, архипелаг разделен на три главных зоны – Западную, Центральную и Восточную. Последняя имеет гренвильский фундамент и слабо дислоцированный верхнепротерозойский и палеозойско-мезозойский чехлы (суммарная мощность оценивается в первые километры). В конце юры – начале мела отмечены слабые несогласия и внедрение силлов и даек долеритов. Время образования складчатых структур Западного Шпицбергена – от начала палеоцена до конца эоцена.
Складчатые деформации на Западном Шпицбергене были вызваны коллизией двух континентальных плит, разделенных трансформным разломом Книповича, по которому происходило правостороннее смещение. На рубеже эоцена и олигоцена (50–30 млн. лет) и в миоцене (15–5 млн. лет) был интенсивный подъем Баренцевоморского региона. Последний вызвал оживление тектонических движений. В четвертичное время были сформированы вулканические постройки и трубки взрыва в зоне разлома Брейбоген – Бокк-фиорд (север о. Западный Шпицберген). Четвертичные базальты по своему составу относятся к производным щелочно – оливин – базальтовой магмы.
В восточной части архипелага Шпицберген расположен архипелаг Короля Карла. Его максимальная высота составляет 270 м. Он включает в себя множество небольших островков и скал, а также три главных острова. Наиболее восточный (о. Абельсойа) сложен базальтами мелового возраста. Более западные (о-ва Конгсойа и Свенксойа) сложены осадочными, в основном, терригенными породами позднетриас – раннемелового возраста, а также лавами меловых базальтов.
Архипелаг островов Земля Франца-Иосифа включает в себя порядка 190 островов, которые разделены глубоководными (400–650 м) проливами (Кембридж, Британский канал и Австрийский). Площадь архипелага составляет порядка 12 тыс. км2. Его максимальная высота составляет 620 м. Около 60 % территории архипелага покрыто ледниками.
Основная часть архипелага слагается терригенными породами верхнего триаса – верхней юры. В строении архипелага Земля Франца-Иосифа участвуют также образования двух главных магматических комплексов позднеюрского– и ранннемелового возрастов. Во время их становления внедрялись дайки и силлы долеритов, штоки габбро– и габбро-диоритов. Установлены также и покровы базальтов. Они различаются по вещественному составу вулканических пород и физико-химическим параметрам формирования расплавов. Первый, трапповый,
3. Район архипелага Земля Франца Иосифа
В ходе работ НИС «Академик Николай Страхов» была проведена батиметрическая съемка шельфа архипелага Земля Франца Иосифа в масштабе 1:500 000 (рис. 3). Здесь шельф Баренцева моря представляет собой систему пологих поднятий и депрессии с глубинами 300–400 м. На долготе 43°в.д. и широте 80°30’с.ш. в южной части желоба Франц-Виктория был отснят детальный полигон (рис. 4). Установлено, что на глубинах порядка 300 м широко развиты борозды ледового выпахивания. При протяженности в километры их ширина достигает 30–40 м, а врез – до 6–8 м. Борозды формируют два типа рисунка: хаотический и групповой. Последний представлен крупными рвами с длинными прямолинейными сегментами, повторяющими рисунок соседних борозд. Последовательность наложений борозд друг на друга показывает разновозрастную историю движения килевых частей айсбергов по дну моря, и представляет собой предмет изучения гидрологической обстановки в голоцене.
Рис. 3. Схема работ НИС «Академик Николай Страхов» в районе архипелага Земля Франца Иосифа. Условные обозначения см. рис. 1.
Рис. 4. Оттененный рельеф в верховьях желоба Франц-Виктория, показывающий ледниковые борозды вспахивания. Изобаты проведены с шагом 5 метров.
4. Желоба Эрик-Эриксен, Орли и континентальный склон Северного Ледовитого океана
Желоб Орли представляет собой, по данным (IBCAO, 2005), дугообразную морфоструктуру, которая соединяется на юге с желобом Эрик-Эриксен (см. рис. 2), а на севере «открывается» в сторону континентального склона.
Полигонная съемка (рис. 5.) показала, что желоб имеет более сложный рельеф, чем было показано ранее (IBCAO, 2005). На самом юге полигона он имеет асимметричное строение с более крутым западным бортом, глубины на поверхности которого составляют 60–80 м. Вдоль него расположена наиболее погруженная часть дна с глубинами 420–480 м. Ширина желоба изменяется от 2 до 4–5 км. В районе 80°25’ с.ш. происходит его резкое (до 400–500 м) сужение и вдоль западного борта проходит канал, протяженность которого достигает 6 км. На севере полигона он соединяется с резким расширением морфоструктуры (до 10 км). В отличие от южных участков максимальные глубины дна располагаются около восточного борта. Участки желоба разделены холмами или их группами, которые вытянуты вдоль простирания желоба. Глубины на их вершинах располагаются в диапазоне 180–250 м. Для холмов характерны более крутые южные склоны, которые, как правило, шире северных. Все особенности строения дна полигона свидетельствуют о существовании сильных придонных течений, которые направлены в северном направлении и обеспечивают возникновение эрозионных форм рельефа.
Рис. 5. Оттененный рельеф средней части желоба Орли
Интересной особенностью рельефа желоба Орли является наличие кольцевой структуры на северо-востоке отснятого полигона с координатами центра 80°28’ с.ш. и 29°52’ в.д. Диаметр структуры составляет около 1700 м высота бортов до 90 метров. Анализ магнитных данных (Olesen et al, 1997) показывает, что структура расположена в пределах интенсивной линейной субмеридиональной аномалии отрицательного знака. Это может свидетельствовать о том, что выявленная структура является результатом действия четвертичного вулканизма. Известно, что сходные образования, в пределах архипелага Шпицберген (The Geology…, 1997), где они также отражены магнитной аномалией положительного знака. Учитывая тот факт (Хуторской и др., 2009), что тепловой поток в данном желобе превышает фоновый в 10 раз (до 500 мВ/м2), можно говорить о рифтогенной природе данной структуры.