Строение и история развития литосферы

Рис. 10. Характер распространения отложений горизонта I

Сейсмоакустические данные южного борта желоба Эрик-Эриксен показывают, что субмеридиональные структуры желоба Орли имеют южное продолжение. Вдоль его оси расположена интенсивная магнитная аномалия отрицательного знака. На профиле (рис. 11) представлена антиклинальная складка, срезанная эрозионными процессами. На крыльях складки хорошо видны наклонные горизонты, утыкающиеся в дно. Местами видны сбросовые нарушения. В ядре складки видна амплитудная высокочастотная аномалия сейсмической записи. На западном крыле – низкочастотная аномалия, как правило, возникающая при флюидонасыщенности пород. Западнее, на том же профиле, в районе Земли Короля Карла (см. рис. 2) видно, что субмеридиональный желоб Орли, ограничен сбросами. На широте о. Белый (см. рис. 2) он нарушает докембрийское основание, В его пределах мезозойские отложения дислоцируются, вероятно, ядро слагается породами горизонта Ia (нижняя пермь), а крылья – горизонтом В (неоком), который выклинивается.

Рис. 11. Фрагмент профиля S25_P2_13. По оси Х – широта и долгота, вертикальная развертка – 800 мс. На врезке – положение профиля. Ориентировка запад-восток.

Рис. 12. Фрагмент профиля S25_P2_211. По оси Х – широта и долгота, вертикальная развертка – 800 мс. На врезке – положение профиля. Штриховая линия – государственная граница Норвегии (западнее) и России (восточнее). Ориентировка северо-запад – юго-восток.

К северу от средней части желоба Орли, где на поверхность дна выходят докембрийские породы, на акустическом фундаменте на бортах желоба несогласно залегают осадочные толщи. Поверхность несогласия представляет собой субгоризонтальную поверхность, которая смещается сбросовыми нарушениями желоба вместе с осадочным чехлом (рис. 12), который, скорее всего, имеет палеогеновый возраст. В ряде случаев на западном борту прослеживается более одной горизонтальной площадки. Это свидетельствует о том, что в данном блоке могли сохранится и более древние отложения, например меловые. Характерной особенностью отложений в желобе являются прирусловые турбидитные отложения мощностью до 200 метров. На профиле (рис. 13) сбросовые нарушения затрагивают не только акустический фундамент, но и осадочный чехол. Это говорит о том, что деформации региона являются неотектоническими и эрозия не успела осуществить сглаживание склонов до стабильного профиля.

Рис. 13. Фрагмент профиля S25_P2_311-1. По оси Х – широта и долгота, вертикальная развертка – 900 мс. На врезке – положение профиля. Штриховая линия – государственная граница Норвегии (западнее) и России (восточнее). Ориентировка юго-запад – северо-восток.

Рис. 14. Фрагмент профиля S25_P3_01. По оси Х – широта и долгота, вертикальная развертка – 3000 мс. На врезке – положение профиля. Штриховая линия – государственная граница Норвегии (западнее) и России (восточнее). Ориентировка юго-восток – северо-запад.

В 2007 г. НИС «Академик Николай Страхов» провел работы на континентальном склоне Северного Ледовитого океана вплоть до 82°с.ш.

При выходе на систему галсов, перпендикулярную бровке шельфа были обнаружены частотные аномалии записи, что происходит при насыщении пористой матрицы флюидом. Они расположены на глубинах 20–40 м под дном и по латерали ограничены сменой знака градиента рельефа и разломными зонами. На рис. 14 представлен фрагмент профиля S25_P3_01, расположенного вкрест бровки шельфа на траверзе восточного борта желоба Орли. Здесь можно выделить отражающие горизонты, которые имеют пологое падение к северу. Наиболее вероятно, что они имеют палеогеновый возраст. В ряде мест, где склон срезает наиболее интенсивные отражения, видны небольшие (20–25 метров) аномалии рельефа, возникающие при денудации плотных слоев. В нижней части склона расположена массивная оползневая структура. Подобного рода образования установлены (Hjelstuen et al., 2007; Vanneste et al., 2006; Winkelmann et al., 2007) на континентальном склоне Норвегии, в троге Литке, также на продолжении пролива Хинлопен (см. рис. 2).

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 и сформировали врез в более древнем конусе, откладывая кластический материал поверх флангов более древнего образования на больших удалениях. При этом не исключено, что русло потока мигрировало еще раз совсем недавно, поскольку оно стало эродировать зону сочленения западного и восточного конусов.

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. Фрагмент профиля S26-001. По вертикали – миллисекунды, по горизонтали – долгота и широта в формате ГрадМинСек. ххх. На врезке – положение профиля. Белые квадраты – станции. Ориентировка запад-восток.

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.

В процессе батиметрической съемки хребта Книповича было обнаружено несколько форм подводного рельефа (хребты, поднятия, горы), соответствующих международно-признанным морфологическим критериям для их идентификации и присвоения собственных имен. В течение 3-х сессий международного подкомитета ГЕБКО по географическим названиям под эгидой ЮНЕСКО в период с 2007 по 2009 год был официально утвержден ряд названий открытых в экспедициях форм рельефа, предложенных Россией и согласованных с Норвегией. Эти названия отображены на рис. 22 и 23.

Рис. 22. Оттененный 3D рельеф северной части хребта Книповича. Координаты – UTM32.

Рис. 23. Оттененный 3D рельеф южной части хребта Книповича. Координаты – UTM32.

Северный сегмент

Рельеф северного сегмента представлен на рис. 22. Практически на всем протяжении перехода от склона к долине хребта у разлома Моллой отмечены длинные сглаженные ступени, амплитуда которых увеличивается в направлении падения склона от первых до нескольких десятков метров. В плане они образуют сложный извилистый рисунок, переходя одна в другую и повторяя, в целом, общее простирание склона. В нижней части склон осложняется серией террас. В этом районе установлены проявления дегазации, выраженные в рельефе – конуса сипов размером до 6–8 метров (Vanneste et al., 2005; Чамов и др., 2008).

Рифтовая долина имеет субмеридиональное простирание. Ширина долины в пределах полигона варьирует от 17 до 30 км. Поперечный профиль с севера на юг изменяется от корытообразного до V-образного. Борта рифтовой долины асимметричны и осложнены терассовидными уступами. Восточный борт рифтовой долины частично перекрыт мощными осадками и переходит в континентальный склон. К западному борту приурочена цепь наиболее высоких вершин гребневой зоны хребта.

Рифтовая долина хребта Книповича (см. рис. 22) в рамках рассматриваемого участка разделяется на несколько самостоятельных эшелонированных впадин, глубина которых изменяется от 3100 до 3600 м. При движении с севера на юг вдоль рифтовой долины четко прослеживается изменение основных морфометрических характеристик от сегмента к сегменту. Вторая и третья впадины разделены неовулканическим поднятием, шириной около 15 км, включающим в себя отдельные вулканические постройки и уступы северо-восточного простирания, расположенные на общем приподнятом основании. Нарушений этих уступов зонами предполагаемых трансформных разломов не наблюдается.

Гребневая зона хребта Книповича хорошо выражена на западном фланге. Она четко прослеживается вдоль всего рифта и осложнена серией крупных блоковых поднятий. Вдоль восточного борта хребта Книповича в пределах большей части полигона гребневая зона не устанавливается. Это обусловлено лавинной седиментацией осадочного материала на континентальном склоне. Лишь на юге полигона обнажается внешний край восточного борта, осложненный небольшим блоковым поднятием.

К западу от гребневой части восточного борта рифтовой зоны Книповича в рельефе четко выделяется ступень, которую можно интерпретировать как фланг рифтового сводового поднятия. Она характеризуется сложным грядово-блоковым рельефом. Вытянутые возвышенности и разделяющие их понижения ориентированы вдоль простирания рифтовой зоны хребта Книповича. При общей субмеридианальной ориентировке морфологичекого рисунка, наблюдаются наложенные блоковые структуры северо-западного простирания, что в общем, совпадает с простиранием крупных тектонических элементов на флангах.

По данным высокочастотного профилирования в районе выделяется две слоистые толщи, отличающие характером акустического разреза (рис. 24). Нижняя толща преимущественно акустически однородна. Её видимая мощность достигает 50 и более метров. Верхняя толща тонкослоистая, состоит из маломощных (1–5 м) отчетливо прослеживаемых по простиранию слоев с общей мощностью от первых до 20–25 м. Представляется, что она сложена голоценовыми тонкослоистыми глинистыми отложениями.

Рис. 24. Фрагмент профиля S24-p1-02

Изучение характера деформаций в осадках вместе с морфологическими особенностями рельефа показало (рис. 25), что в районе широко проявлены как деформации растяжения (сбросы), так и сжатия (взбросы и пологие складки в осадках). И те и другие, как нам представляется, являются результатом крупных правосторонних сдвиговых перемещений в районе между Шпицбергеном и Гренландией, локализованных в различных структурах района и существующих длительное время. Эти наблюдения согласуются с данными ряда зарубежных исследователей о том, что образование структур хребта Книповича определяется эволюцией зоны детачмента, формирующейся по механизму простого сдвига и осложнённой компрессионными процессами на её западном фланге (Crane et al., 2001).

Рис. 25. Фрагмент профиля S24-p1-06

Частым явлением является акустическое осветление верхней части разреза осадков вдоль напластования и в виде прорывов от глубоких слоев к поверхности (рис. 26), а также в форме акустической фациальной трансформации от стратифицированной записи к хаотической. Неоднородности этого типа (диапиры и мелкие бескорневые вертикально ориентированные линзы в осадочном чехле) характерны для областей разгрузки метана, при которой происходит формирование обводнённых насыщенных газом участков (плывунов, газовых пузырей). Процесс происходит премущественно по тектонически ослабленным зонам (вдоль разломов и зон трещиноватости) и по наиболее проницаемым грубозернистым (песчано-гравийным) разностям. Так, например, на рис. 26, хорошо видно, что наиболее крупный диапир приурочен к вертикальному тектоническому нарушению. Следствием является полное уничтожение первичных осадочных текстур, формирующих акустическое поле. В районе работ тектонические напряжения и создание внутрипластового давления, обеспечивающего восходящее движение флюидов, наиболее вероятно связано с крупномасштабными сдвиговыми деформациями.

Рис. 26. Фрагмент профиля S24-p1-06

Положение большинства галсов сейсмоакустического профилирования (НСП) было выбрано вкрест простирания структур хребта Книповича. Глубинность метода в условиях района составила около 1 км по неконсолидированным осадкам. В случае присутствия высокоамплитудных прослоев в верхней части разреза глубинность составляет 300–400 метров. На восточном борту хребта Книповича, где идет мощной снос осадков с континентального склона, акустический фундамент не виден.

Северо-западная часть района представляет собой поднятие, которое покрыто осадочным чехлом, содержащим сильные рефлекторы (рис. 27, 28). Мощность этих отложений от поверхности до сильных рефлекторов составляет от 200 до 600 метров. Причем наиболее глубокий рефлектор имеет субгоризонтальный характер и акустическим фундаментом океанического типа не является. Наиболее вероятно, что это кровля палеогеновых отложений (Гусев, Шкарубо, 2001). Акустический фундамент в этом районе не выявлен НСП, за исключением перехода в рифтовую долину.

Рис. 27. Фрагмент профиля S24-Р2-09. На врезке – положение профиля. Ориентировка запад-восток.

Рис. 28. Фрагмент профиля S24-Р2-12. На врезке – положение профиля. Ориентировка запад-восток.

Западный борт хребта Книповича представлена осадочных чехлом, залегающим на квестообразном (наклон на запад) поднятии (рис. 29, 30). Акустический фундамент в этой зоне, как правило, прослеживается везде. Мощность чехла колеблется от нуля в рифтовой долине до 700 метров на западном склоне поднятия. Далее на запад наблюдается осадочный чехол с акустической прозрачностью и практически полным отсутствием внутренних рефлекторов. Несмотря на большую мощность (до 1 сек) осадков, залегающих на шероховатом фундаменте, имеющем океанический характер, последний достаточно четко может быть прослежен на большинстве профилей. Район к западу от хребта представляет собой холмогорье, сложенное небольшими квестовыми поднятиями, имеющими западный пологий склон. Характерные для данной зоны фрагменты представлены на рис. 31, 32. Из приведенных фрагментов видно, что мощность осадочного чехла в той зоне не превышает 700 метров и акустически прозрачна.

Рис. 29. Фрагмент профиля S24-Р2-18. На врезке – положение профиля. Ориентировка запад-восток.

Рис. 30. Фрагмент профиля S24-Р2-20. На врезке – положение профиля. Ориентировка запад-восток.

Рис. 31. Фрагмент профиля S24-Р2-19. На врезке – положение профиля. Ориентировка запад-восток.