Строение и история развития литосферы
Шрифт:
Не исключено, что эти тела могут являться верхней частью конуса выноса, где отлагаются наиболее крупные фракции обломочного материала, что также приводит к снижению когерентности отражений. Суммарная мощность стратифицированной толщи на данном разрезе – около 2000 м. При этом верхний комплекс между дном и первым сильным рефлектором является акустически прозрачным, что также говорит о его крупнообломочной турбидитной природе. Галс S25_P3_25 (рис. 15) расположен выше по склону с глубиной дна около 1 км. В восточной его части выделяется конус выноса с акустически прозрачным характером отложений, аналогичным верхней части разреза профиля S25_P3_01 (рис. 14). В западной части профиля видно сечение другого «языка» конуса выноса, залегающего выше на акустическом горизонте, имеющем продолжение в своде восточного конуса. Это говорит о том, что восточный конус сейчас «отключен» от источника сноса, русла донных течений отмигрировали на запад
Рис. 15. Фрагмент профиля S25_P3_25. По оси Х – широта и долгота, вертикальная развертка – 2000 мс. На врезке – положение профиля. Штриховая линия – государственная граница Норвегии (западнее) и России (восточнее). Ориентировка запад-восток.
Рис. 16. Фрагмент профиля S25_P3_22-3. По оси Х – широта и долгота, вертикальная развертка – 4000 мс. Ориентировка юго-запад – северо-восток.
Галс S25_P3_22-3 (рис. 16) расположен перпендикулярно бровке шельфа на западном борту желоба Орли. Отличительной особенностью осадков на этом борту является отсутствие акустически прозрачных турбидитных отложений, перекрывающих консолидированные толщи с большим коэффициентом отражения. Вблизи континентального подножия склона расположены оползневые блоки. В пределах склона выявлен субгоризонтальный останец, сложенный высокоамплитудными отражениями, аналогичными палеогеновым в верхней части склона, с эродированной кровлей. Конфигурация данного образования хорошо выражена в карте рельефа. Эти особенности указывают на активное развитие осадконакопления за счет эрозии и сноса палеогеновых пород архипелага Шпицберген и изостатической реакции корового субстрата на увеличение нагрузки. Возможно, что именно изостатические перемещения являются триггером, меняющим русло турбидитных потоков.
5. Желоб Стурфьорд и континентальный склон Атлантического океана
Желоб Стурфьорд (см. рис. 2) имеет ЗЮЗ направление, корытообразный поперечный профиль с более пологим южным склоном в верховьях и более пологим северным склоном в устье, по тальвегу глубины меняются от 150 м в верховьях до 400 м в устье трога. В процессе съемки были установлены множественные несоответствия с данными карты IBCAO. По данным съемки (рис. 17) южный склон имеет перегибы на глубине 250 и 350 м, образуя ступени с небольшим наклоном в сторону дна желоба. На глубине около 300 м зафиксированы многочисленные борозды выпахивания с общим направлением движения вдоль простирания желоба. Они были отнесены к двум генетическим группам. Предполагается, что серия параллельных борозд у подножия южного склона имеет тектоническое происхождение (см. рис. 17), а остальные представляют собой борозды выпахивания килевыми частями айсбергов. Протяженность первых составляет 10 км в ССВ направлении, а их общая ширина составляет около 7 км. Ледниковые борозды отличаются волнистостью линий. Борозды исчезают на глубинах 500–600 м.
Рис. 17. Оттененный 3D рельеф устьевой части желоба Стурфьорд. Координаты – UTM37.
Южнее желоба на профиле S26-001 (рис. 18) четко выражена система гряд, возвышающаяся над дном до 10–15 метров. Подобные образования известны и в северной части Баренцева моря (Мусатов, 1996). Наиболее вероятно, что они имеют субвулканическое происхождение (дайки), о чем свидетельствуют и магнитные аномалии над ними. Выраженность даек в рельефе можно объяснить кайнозойским (до настоящего времени) поднятием земной коры, которая сопровождалась эрозией осадочных тел, в которые внедрялись субвулканические тела. Небольшие линзы осадков на акустически непрозрачном субстрате вокруг неровностей дна связанных с дайками, объясняются гидродинамической структурой разгрузки течений, всегда имеющей место при аномалиях рельефа. Данные формы выявлены в пределах изолированной аномалии магнитного поля, имеющей север-северо-восточную ориентацию. На ее продолжении наблюдались аналогичные образования в желобах Эрик-Эриксен и Орли.
Рис. 18.
В желобе Стурфьорд на глубине около 20 метров установлен рефлектор, не имеющего конформности с дном. Он может отвечать как границе стабильности газогидратов, так и кровле акустического фундамента, соответствующего кайнозойским осадочным породам. Кроме того, подобная граница может иметь термальную природу (Левашкевич, 2005). В целом, при переходе к северной части желоба, характер рефлекторов становится устойчиво трехслойным, аналогичным стратификации района желобов Орли и Эрик-Эриксена.
В северо-восточной части полигона на борту желоба, при пересечении кольцевой структуры, выраженной в рельефе (см. рис. 17), у поверхности дна обнаружен рефлектор с резким увеличением динамики (рис. 19), который поднимается в центре депрессии почти к поверхности дна. Первая версия о его происхождении состоит в том, что здесь происходит разгрузка газогидратов, перешедших в подвижное флюидное состояние. Второе объяснение – он соответствует магматическому телу, которому соответствует магнитная аномалия. Возможен и комбинированный вариант интерпретации, при котором магматизм вызвал эффект дегазации. К северу от центра депрессии в водной толще обнаружены следы дегазации.
Рис. 19. Фрагмент профиля S26-р2-09. По вертикали – миллисекунды, по горизонтали – долгота и широта в формате ГрадМинСек. ххх. На врезке – положение профиля. Белые квадраты – станции измерения теплового потока. Ориентировка юго-запад – северо-восток.
Рис. 20. Фрагмент профиля S26-trav01. По оси Х – широта и долгота, деление вертикальной развертки – 100 мс. На врезке – положение профиля. Белые квадраты – станции измерения теплового потока. Ориентировка запад-восток.
По данным сейсмоакустики на переходе от бровки шельфа в желобе Стурфьорд к склону получена запись общей мощностью проникновения по осадкам – 600 и 800 м соответственно. Геохронологическая привязка горизонтов осуществлена сравнением с разрезами, опубликованными в (Шлыкова и др., 2008), находящимся в 17 км от наших работ. Сравнение профиля на рис. 20 с этими данными показало, что нами выделен горизонт 1, соответствующий U0(QE) – кровле средне-верхнеплиоценового сейсмокомплекса, и граница внутреннего несогласия U1-2 в этом сейсмокомплексе. Между горизонтами выделена аномалия типа «яркое пятно». В подошве эоплейстоцен-голоценового сейсмокомплекса наблюдается рельеф, свойственный формированию прирусловых валов на поверхности горизонта 1. На глубине 35–45 метров под дном наблюдается пологий рефлектор, в целом повторяющий контуры дна и не параллельный горизонту 1. Это, скорее всего, подошва газогидратной зоны (BSR). Сходные наблюдения имеют место по данным профилографа. По данным (Шлыкова и др., 2008) здесь также наблюдается проградация ледниковых дельт. На рис. 20 видно, что клиноформы в верхней части средне-верхнеплиоценового сейсмокомплекса осложнены хаотичным рельефом в районе подошвенного прилегания к внутреннему несогласию. Кроме того, в районе бровки шельфа отмечается наличие аномалии типа «риф» с возникновением осветления и хаотизации рефлекторов.
6. Хребет Книповича и его сочленение с хребтом Мона
Во время работ НИС «Академик Николай Страхов» были закартированы северный и южный сегменты хребта (рис. 21, 22, 23).
Рис. 21. Оттененный 3D рельеф зоны сочленения хребтов Книповича и Мона
В рифтовой хребта Книповича долине наблюдаются многочисленные поднятия, которые в большинстве своем представляют собой действующие подводные вулканы с лавовыми потоками, зафиксированные сонарной съемкой (Crane et al., 2001). Поперечный профиль рифтовой долины на большом протяжении V-образный. Крутизна западного и восточного бортов может существенно изменяться по простиранию рифтовой долины. Они осложнены террасовидными уступами.