WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 || 3 | 4 |

Несмотря на то, что, Шпицбергенский шельф привлекает внимание геологов разных стран и организаций, регион остается изученным крайне неравномерно, основные работы сосредоточены в южной шельфовой части, исследования западной части шельфа и прилегающей континентальной окраины можно отнести к классу рекогносцировочных работ.

1.3. Геологический очерк. В главе дается краткий геологический очерк, включающий сведения о тектоническом районировании и строении осадочного чехла.

К основным структурным элементам исследуемого участка и примыкающей территории относятся: срединно-океанические хребты Книповича и Моллой, Поморский мегапрогиб (периокеанический Поморский прогиб), Шпицбергенское окраинное плато, структуры Восточно- и Южно-Шпицбергенского шельфов, главными структурными элементами которых являются: прогибы Восточно-Шпицбергенский (Стурфьорд), Зюйдкап, Серкап, поднятия Стаппен, Хопен (рис.2).

Предполагается, что около 60 млн лет назад начался и 36 млн лет назад закончился первый этап раскрытия Норвежского и южной части Гренландского морей, а также Евразийского глубоководного бассейна.

Западный район представлял собой на первом этапе (до 36 млн. лет назад) область сдвиговых перемещений, в процессе которых был образован узкий и протяженный Западно-Шпицбергенский ороген, а также система субмеридиональных горстов и грабенов на западе Шпицбергенского шельфа. Западно-Шпицбергенская континентальная окраина относится к пассивным окраинам сдвигово-рифтового типа. Ее специфической особенностью строения является сближение срединно-океанического хребта Книповича с континентальным склоном Западного Шпицбергена, т.е. хребет Книповича занимает ассиметричное положение в бассейне Гренландского моря. Развитие региона в палеогене характеризуется повышенной тектонической активностью вдоль западной бровки шельфа, которая продолжалась вплоть до окончательного раскрытия НорвежскоГренландского моря в эоцене-олигоцене(Mrk & Worsley, 2003).

Рис.2. Схема структурнотектонического районирования по подошве осадочного чехла Спецификой восточной части НорвежскоГренландского бассейна является то, что периокеанический Поморский прогиб никак не отражен в рельефе дна.

По-видимому, поднимающаяся Баренцевоморская окраина служила поставщиком огромного количества обломочного материала, сносимого в Поморский прогиб, скорость осадконакопления во второй половине кайнозоя возросла настолько, что превосходила темпы его прогибания. В итоге этот бассейн в раннем миоцене (около 22 млн. лет назад) уже был нивелирован осадками, а в дальнейшем и перекомпенсирован. Прогиб перестал быть седиментационной ловушкой, и обвально-оползневые массы и турбидитовые потоки вещества, сформированные в самом конце кайнозоя многочисленные клиноформы и лопасти конусов выноса, перехлестывали через северную часть развившегося спредингового хребта Книповича.

Можно констатировать, что чередование факторов неустойчивого ультрамедленного спрединга в хребте Книповича и воздымания Баренцевоморской окраины, - это те геодинамические обстановки, которые в совокупности привели к аномально быстрому тектоническому опусканию и формированию здесь глубокого периокеанического прогиба (Пущаровский, 2004, Шипилов, 2005, 2007). В результате восточный борт Поморского прогиба подстилается континентальной корой переходного типа, западный – океанического, а его депоцентр маркирует границу между этими типами коры.

ГЛАВА 2. ГЕОМОРФОЛОГИЯ.

2.1.. Геомофологический анализ подводной окраины Западного Шпицбергена.

При геоморфологическом анализе использовались трансформации батиметрической карты. Эти трансформации выполнялись с помощью стандартных программных средств: Surfer 7, Arc View GIS 3.x, модулей расширения Spatial Analyst (1996), 3-D Analyst (1997) (Васильева, Захаренко, 2005).

С геоморфологической точки зрения шельф - это полого наклоненное подводное продолжение материковой равнины. Вдоль северной и западной части о. Западный Шпицберген ширина шельфа варьирует от 20 до 70 км. О-ва Шпицберген и Медвежий имеют общий шельф с глубинами менее 200 м. Между о-вами Эдж и Медвежий простирается обширное мелководье, средняя часть которого с глубинами менее 50 м известна под названием Шпицбергенской банки. Южнее о.

Западный Шпицберген в материковую отмель вдается желоб Южного мыса с глубинами 200-300 м, простирающийся к выходу в пролив Стур-фьорд.

Система неглубоких (50-150 м) краевых (продольных) желобов и некрутых (0,5) склонов разделяет Западно-Шицбергенский шельф на внутреннюю (прибрежную) и внешнюю части. Вдоль о. Принца Карла прибрежный шельф ограничен краевыми желобами (пролив - грабен Форландсуннет). Шельф расчленен глубокими (150-350 м) поперечными желобами Исдьюпет, Белльсунндьюпет, Бредъюпет. Эти желоба (кроме желоба Бредъюпет) являются прямым продолжением на шельфовой равнине горных грабенообразных долин (фьордов) Западного Шпицбергена, образовавшихся в результате сводового неотектонического поднятия и дробления архипелага (Семевский, 1967; Матишов, 1978, 2001).

Желоб Бредъюпет, не связан с современной сушей и является крупной котловиной с глубиной более 300м. (рис.3). Желоб Исдъюпет характеризуется цепочкой котловин, расположенных по линии тальвега, с глубинами до 350 м. В желобе Бельсундъюпет наблюдается крупная впадина с глубиной более 200м. Характерно, что все переуглубленные впадины приурочены к зонам контакта различных блоков, и их можно рассматривать с точки зрения тектонических проявлений. Однако их образование можно объяснять и выпахивающей деятельностью ледника, связанной с его пластичностью и неравномерностью скорости движения.

Желоба часто соответствуют грабенам – опущенным блокам в разновозрастном фундаменте, подстилающем аккумулятивные шельфовые комплексы.

Рис. 3. Орографическая схема Западно-Шпицбергенского шельфа.

1 - желоб Исдьюпет, 1а - южный борт желоба Исдьюпет, 2 - банка Исфиорд, 2а - терраса Исфиорд, 3 - желоб Бельсундьюпет, 3а - северный борт желоба Бельсундьюпет, 4 - желоб Бредьюпет, 5 - банка Хорсунн, 5а - отрог Хорн, 6 - банка Принца Карла, – бровка, 8 - континентальный склон, - подножие континентального склона.

Возвышенности, выраженные на шельфах в виде отмелей и банок, соответствуют валам, сводам и поднятиям в фундаменте и в различных горизонтах осадочного чехла.

Бровка шельфа совпадает с флексурно-разломной зоной, ниже которой формируется континентальный склон различной крутизны: в верхней, части -7, в средней части от 2 до 4, и в нижней от 2 до 1. В данном районе бровка шельфа проходит примерно по изобате 400м.

Континентальный склон подстилается корой переходного типа. В северной части Поморского прогиба (прогиб Атка) граница коры океанического типа с запада, и коры переходного типа с востока пространственно соответствует бровке шельфа.

Континентальное подножие контролируется изобатами 20002100м. Здесь размещаются конусы выносов подводных каньонов.

Следует заметить, что такие крупные океанические морфоструктуры, как континентальное подножие, срединно-океанический хребет Книповича, абиссальная котловина лежат за пределами района исследования, однако они важны для понимания процессов, протекающих в области перехода континент - океан. Поэтому, в разделе представлена обзорная схема морфоструктур Норвежско-Гренландского океанического бассейна (Захаренко, Васильева, 2005) и дается их краткая характеристика.

2.2. Элементы и формы субаэрального происхождения.

Фиордовые желоба, как аналоги речных долин. Особенности речной сети Шпицбергена и шельфовой зоны охарактеризованы ранее в работах Матишова (1984, 2002), Тарасова (2000). Для анализа подводных долин использовалась карта векторов (Захаренко, Васильева, 2005, рис. 4). На сейсмоакустических профилях речная сеть представлена фрагментами погребенных палеорусел, приуроченных к склонам желобов Исдъюпет и Бельсундъюпет, что свидетельствует о субаэральном этапе в развитии этих желобов, как крупных русловых долин. Желоба Исдъюпет и Бельсундъюпет имеют ярко выраженный троговый характер с асимметричными склонами.

Рис.4. Схема векторов с элементами интерпретации речной сети.

В верхней части борта долин сложены твердыми породами, и они приобретают типичный облик фиордов, но в области внешнего шельфа характеризуются несоразмерно широкими долинами по сравнению с размерами дренирующих их водотоков. Это обстоятельство можно объяснить преобладанием боковой эрозии в рыхлых четвертичных отложениях, а также, возможно, интенсивностью криогенносклоновых процессов в плейстоценовый период.

Отмечаются плановые соотношения подводных долин шельфа с подводными каньонами и конусами выноса на континентальном склоне, что говорит о транзитном канализированном перемещении в регрессивные эпохи терригенного материала к подножию и абиссальным глубинам в океане.

Ледниковый рельеф на шельфе представлен выработанными и аккумулятивными формами. Среди первых наиболее распространены троги, среди вторых – конечные и стадиальные морены и моренные комплексы.

По сейсмоакустическим разрезам были выделены различные типы морен, местонахождение которых в плане подтверждается анализом карты локальных форм рельефа. Небольшие положительные формы, расположенные вдоль изобат характеризуют стадиальные морены. К подводным формам ледниковой аккумуляции относятся гряды серповидной формы, с крутым проксимальным склоном, замыкающим ледниковые долины. Конечноморенные комплексы характеризуются сложным рельефом, включающим положительные (морены) и отрицательные (озерные котловины, межморенные понижения) формы.

Обширные поля мертвого льда возникали при деградации древних, особенно покровных, оледенений. В фазу деградации оледенения в формировании рельефа значительную роль играет накопление абляционной морены. Первоначально оно совершается поверх еще не растаявших полей мертвого льда и обычно сопровождается перестройкой наледникового рельефа, миграцией и частичным перемывом морены, которая к концу абляции накапливается в понижениях между глыбами мертвого льда и после их окончательного стаивания формирует инверсионный холмистозападинный моренный рельеф. В районе работ абляционные морены развиты на плато Исфиорд, в частности, в области понижения, предопределенного трещинной тектоникой и в зоне перехода к террасе.

Формы ледниковой денудации расположены на возвышенных частях банок, окаймляющих островную сушу и по площади имеют относительно небольшое распространение.

Рельефообразующая деятельность талых ледниковых вод. Талые ледниковые воды принимают деятельное участие в процессах интрагляциального морфогенеза. В зависимости от условий дренажа эти воды стекают свободно в дистальном направлении или вдоль края ледника, а при встречном уклоне и затрудненном стоке скапливаются в виде подпруженных льдом застойных и полузастойных водоемов (приледниковых плотинных озер). В тех местах, где воды по условиям приледникового рельефа текут вдоль края ледника, они вырабатывают маргинальные и субмаргинальные дренажные каналы, которые отмечаются по карте локальных форм рельефа вытянутыми линиаментами отрицательных значений. В условиях свободного стока талых вод в дистальном направлении, у остановившегося края ледника наряду с конечной мореной образуются зандровые формы рельефа.

Зандровые конусы возникают в местах выхода из-под ледника мощных потоков талых вод, перегруженных песчано-гравийно-галечным материалом. Зандровые поля в районе подводной окраины Западного Шпицбергена развиты по обе стороны плато Исфиорд, что подтверждается результатами донного опробования, иллюстрируется сейсмоакутическими разрезами.

2.3. Колебания уровней Мирового океана (основные террасовидные уровни). В районе подводной окраины Западного Шпицбергена распространены выработанные абразионные, экзарационноабразионные и аккумулятивные морские раннеголоценовые уровни на глубинах 40—80 м.

Абсолютные отметки от -100 до -120 м характеризуют ледниковоморские аккумулятивные уровни, развитые на банках Исфиорд и Хорнсунн, образованные на начальных стадиях фландрской трансгрессии в эпоху низкого стояния уровня Мирового океана на рубеже позднего неоплейстоцена и раннего голоцена. Террасовидные уровни на глубинах 120-160 и 160-180 м были выработаны в ходе поздненеоплейстоценовой трансгрессивно-регрессивной фазы неоген-четвертичного (эвстатического) цикла. Субгоризонтальные поверхности на глубинах 200-250 м были сформированы в эпоху трансгрессивно - регрессивной средненеоплейстоценовой фазы. Аккумулятивная поверхность уровня 180- 240 м распространена как осложняющая терраса на пологом склоне банки Исфиорд и обращенной в сторону океана. Такое же гипсометрическое положение занимает ледниково-морская аккумулятивная поверхность в днище желоба Бельсундъюпет. Террасовидные уровни на глубинах 240-м, очевидно, с начала неоплейстоцена развивались в субаквальных условиях.

2.4. Основные тектонические нарушения и их выраженность в рельефе дна.

Разломы проводились на карте локальных форм рельефа с привлечением данных МОВ ОГТ. Нами проведена генерализация тектонических нарушений и, исходя из того, что направление разломов характеризует геодинамические условия их образования, по направленности выделены и рассмотрены основные группы: Разломы северо-западного простирания, параллельные линии берега, разломы северо-восточного простирания, перпендикулярные линии берега, создающие вместе с ранее описанными разломами ортогональную сеть, характерную для неотектоники и разломы северо-северо-западного направления (океанические) являющиеся оперяющими по отношению к осевой части прогиба Атка. В результате составлена схема тектонических нарушений, выраженных в рельефе дна.

Морфологическое выражение дизъюнктивов определяется также литологическим составом горных пород, мощностью рыхлых несцементированных отложений и физико-географическими факторами. С увеличением мощности плаща рыхлых отложений количество видимых линеаментов резко убывает.

2.5. Соотношение экзогенных и эндогенных процессов. Подводная окраина Западного Шпицбергена на различных этапах своего развития характеризуется различным соотношением как мощных экзогенных, прежде всего, ледниково-деструктивных и ледниково-аккумулятивных процессов, так и эндогенных. Совмещенный профиль сейсморазведки ОГТ и сейсмоакустического профиля НСП 22017 позволяет рассмотреть соотношение экзогенных и эндогенных процессов в неоген-четвертичный период развития региона (рис. 5).

С запада на восток профиль пересекает континентальный склон и подножие, область внешнего шельфа, и на востоке подходит к острову Земля Принца Карла.

В неогеновый период наблюдаются протяженные системы горстообразных валов и грабенов.

Рис.5.

Pages:     | 1 || 3 | 4 |



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.