Гренландско-Шпицбергенское плато [1] или Гренландско-Шпицбергенский порог [15]) является подводным проходом, соединяющим Арктический бассейн с Норвежско-Гренландским (Рис. 1). Эта часть Гренландского моря является самым узким местом между Гренландией и Шпицбергеном, и в литературе более известна как пролив Фрама. В центральной части плато имеет глубины 2400-2600 м. Плато граничит на юго-западе с блоками асейсмичного хребта Ховгард, иногда плато и хребет объединяют в единый микроконтинент. На востоке Гренландско-Шпицбергенское плато граничит с рифтовой зоной хребта Книповича, на северо-востоке – с зоной разлома Моллой, на севере – с рифтовой впадиной Моллой, на западе – с подножием континентального склона Северной Гренландии. Целью настоящего исследования является попытка интерпретации новых геолого-геофизических данных по району Гренландско-Шпицбергенского плато для выяснения истории его становления и развития.
Результаты исследования и их обсуждение
Строение осадочного чехла плато изучено по данным морской сейсморазведки МОВ ОГТ [1], сейсмоакустического профилирования [4], а также по материалам глубоководного океанического бурения [17]. Возрастное расчленение чехла на сейсмокомплексы основано в частности на разрезе скважины ODP № 909, пробуренной на плато (Рис. 2). Бурение было остановлено из-за значительного притока углеводородов и опасности взрыва, таким образом, скважина не достигла фундамента плато.
В поле отраженных волн фундамент плато имеет очень сложную структуру. Д.Г. Батурин [1] интерпретировал комплекс структур фундамента, имеющий в поле отраженных волн слоистый характер, как нагромождение чешуй океанической коры, что, по его мнению, является результатом надвигообразования в режиме транспрессии. Однако нехарактерный для океанического фундамента слоистый рисунок в волновом поле не дает возможности достоверно обосновать океаническую природу фундамента плато.
По результатам сейсмоплотностного моделирования вдоль глубинного сейсмического профиля, пересекшего плато [14], выявлены его аномальные скоростные, а значит, и плотностные, характеристики, что не позволило уверенно отнести его фундамент к океаническому. Геотермические данные свидетельствуют об очень слабом тепловом потоке в пределах плато [5]. Необычные результаты получены по породам осадочного чехла, вскрытым скважиной ODP 908 и 909.
Рис. 1. Положение Гренландско-Шпицбергенского плато и окружающих морфоструктур северной части Норвежско-Гренландского бассейна
Фауна глубоководных агглютинирующих бентосных фораминифер из скважины свидетельствует о том, что придонные воды района пролива Фрама в миоцене были изолированы от остальной Северной Атлантики [17].
Аномальные для океана геофизические характеристики фундамента Гренландско-Шпицбергенского плато напрямую связаны со строением северного окончания хребта Книповича, с северо-западным флангом которого граничит плато. Базальтовые лавы, слагающие рифтовые горы и склоны рифтовой долины хребта Книповича, а также интрузивные габброиды и базальты, вскрытые в скважине 344 по петрогеохимическим характеристикам заметно отличаются от магматических пород типичных срединно-океанических хребтов [2, 8, 9]. Как было показано ранее, хребет Книповича – наложенная на глубоководное ложе структура, сформировавшаяся совсем недавно, около 9 млн лет назад [3, 4] или еще позже [7].
Рис. 2. Сейсмические профили, пересекающие Гренландско-Шпицбергенское плато и сопряженные структуры
Во время экспедиции «Книпович-2000» [11, 13] со склонов рифтовой долины хребта Книповича были драгированы аргиллиты рюпельского яруса раннего олигоцена [3]. Это еще как-то укладывалось с плитотектонические модели раскрытия Норвежско-Гренландского бассейна [12, 16 и др.], согласно которым начало спрединга как раз датируется временем 13 магнитной аномалии (33 млн лет, ранний олигоцен). А во время 24 рейса НИС «Академик Страхов» со склонов рифтовой долины были подняты осадочные породы верхнепалеоценового и среднеэоценового возраста [10]. Наличие в океанической впадине более древних пород, чем выделяемые здесь магнитные аномалии, свидетельствует о том, что история образования Норвежско-Гренландского бассейна сложнее, чем предполагалось ранее. Очевидно, имел место доспрединговый этап развития, во время которого произошло оформление очертаний будущего глубоководного бассейна. Ведущим процессом при этом было вертикальное погружение, горизонтальное растяжение было малоамплитудным, судя по сплошному распространению нижнего комплекса осадочного чехла по всей ширине этой части Норвежско-Гренландского бассейна. Осадочный чехол и фундамент Гренландско-Шпицбергенского плато повсеместно разбиты густой сетью разломов, секущих весь разрез вплоть до современных отложений. Возможным объяснением этого может быть предположение о постепенном погружении плато с образованием многочисленных разрывов. О периодичности тектонической активизации свидетельствуют несогласия, наиболее яркими из которых являются олигоценовое и позднеплиоценовое.
Эти события предопределили раскрытие пролива Фрама, и установление, таким образом, устойчивых гидробиологических связей между Арктическим и Норвежско-Гренладским бассейнами.
Заключение
Таким образом, Гренландско-Шпицбергенское плато и сопряженный с ним хребет Ховгард могут рассматриваться как блоки оседания континентальной литосферы, составлявшей некогда единый либо сухопутный мост, либо мелководный пролив между Евразией и Гренландией. Анализ распространения комплексов осадочного чехла по плато свидетельствует об отсутствии существенного горизонтального растяжения в доспрединговый этап развития. Рифтовая зона хребта Книповича структурно наложилась на сформированный на доспрединговом этапе субстрат. Особенности строения Гренландско-Шпицбергенского плато укладываются в рамки модели структурной эволюции геодинамической системы Северного Ледовитого океана, разработанной Ю.Е. Погребицким [6].