О неотектонической активности и сейсмичности Баренцевоморского шельфа

Над границей верхнего регионального несогласия в осадочном чехле Баренцево-морского шельфа залегают новейшие отложения

КРАПИВНЕР Р.Б.
Гидрогеологическая и геоэкологическая компания ЗАО «Гидэк», Россия

Над границей верхнего регионального несогласия в осадочном чехле Баренцево-морского шельфа залегают новейшие отложения, которые несмотря на незначительную мощность, редко превышающую 100 м, обладают всеми признаками самостоятельного структурно-формационного яруса.

Они формировались на протяжении неотектонической эпохи, стратиграфический объем которой дискуссионен, и подразделяются границами внутриформационных несогласий на ряд сейсмостратиграфических (седиментационных) комплексов. Верхний из них на основной площади шельфа сложен глинистыми, алеврито-глинистыми и диамиктоновыми илами, важным диагностическим признаком которых является акустически прозрачный фон сейсмозаписи. Ее существенное отличие от хаотического сейсмоизображения, характерного для подстилающего диамиктона, обусловлено не различиями в генезисе, а тем, что эти отложения, принадлежащие разным седиментационным комплексам, находятся на разных стадиях гравитационной консолидации (Крапивнер 2006, 2008).

Накоплению слабо консолидированных осадков верхнего седиментационного комплекса предшествовал длительный этап неравномерных общих поднятий и выработки расчлененного эрозионно-тектонического рельефа с разгрузкой речного стока непосредственно на бровках западного и северного континентальных склонов. Шельф в его современных границах возник в результате погружений, начавшихся 15-16 тысяч лет назад практически одновременно на всей его нынешней акватории. Ее батиметрия обусловлена пространственной неравномерностью амплитуд и скоростей тектонических погружений, максимальные значения которых на глубоководных (глубже 150 м) площадях составляет, соответственно, 400-500 м и 1,4-3,0 см/год, что на 1-2 порядка величины больше скорости седиментации. Именно поэтому в глубоководных районах сохранились черты субаэрального рельефа, существовавшего до последней трансгрессии моря.

На общие колебательные движения наложены локальные проявления новейшей, в том числе практически современной тектонической активности (Крапивнер 2007). К ним, прежде всего, относятся вторичные разрывные нарушения, достигающие подошвы новейших отложений и иногда смещающие их на полную мощность, причем амплитуда вертикального смещения не превышает нескольких десятков метров. Разрывы имеют незначительную длину (от 1,5-3 до 8-15 км), вследствие чего закономерности их планового распространения удается установить лишь при детальных работах по прямоугольной или квадратной сети линий сейсмоакустического профилирования с размером ячейки от 100 м до 1-2 км.

Проведение подобных работ над разломами фундамента, выделенными по геофизическим данным (Богацкий и др. 1996), выявило вдоль них множество нарушений (вторичных разрывов) в осадочном чехле, обычно секущих трассу погребенного разлома под разными углами и концентрирующихся вдоль нее в пояса развития вторичных разрывных парагенезисов сдвиговых зон – линейные области динамического влияния разломов сдвигового типа в фундаменте. Ширина этих зон на поверхности соизмерима с мощностью осадочного чехла или в 1,5-2 раза превышает ее, что соответствует данным моделирования (Шерман и др.1983). Вторичные разрывные нарушения со взбросовой компонентой смещения выполаживаются вблизи поверхности. Поэтому на вертикальных разрезах они выглядят как надвиги, с которыми иногда связаны аллохтонные блоки мезозойских или палеозойских пород. Региональные надвиги (сдвиго-надвиги?) известны вдоль западной окраины Пайхойско-Новоземельского складчатого пояса. В области динамического влияния одного из них выявлена группа небольших грязевых вулканов голоценового возраста (Крапивнер 2007).

К другим признакам неотектонической активности шельфа относятся складки двух типов.

Первый из них представлен диапирами нижнетриасовых глин, протыкающими вышележащие мезозойские слои до подошвы новейших отложений. Складки второго типа являются приповерхностными складками нагнетания, в которых активным слоем служит диамиктон, а покровным комплексом - акустически прозрачные слабо консолидированные осадки. Неотектоническую природу имеет и характерная мелкая волнистость поверхности этих осадков, не имеющая определенной ориентировки и, обычно, развитая по периферии наиболее погруженных областей шельфа. Она связана с неравномерным уплотнением ила, как двухфазной среды, которое обусловлено неравномерностью распределения сдвиговых напряжений в его подошве, вызванных деформациями пластического сдвига подстилающих пород.

Неотектоническая активность внутренних районов Баренцевского шельфа находится в противоречии с их современной асейсмичностью. Однако, это противоречие, скорее всего, связано с недостаточной густотой сети наблюдений, которая обеспечивает обнаружение лишь землетрясений с М > 3,9. Между тем, опыт развития сейсмических станций на севере Канады и Аляски показал, что на одно зарегестрированное землетрясение с М-6 приходится ~ 1000 землетрясений с М-2 и М-3 (Киселев 1972). Возможно, сильные землетрясения во внутренних районах шельфа также происходят, но промежутки времени между ними существенно превышают период наблюдений (последние 90-100 лет). Признаком одного из таких сейсмических событий служит аккумулятивная возвышенность, занимающая наиболее прогнутую (в продольном сечении) часть Центрального желоба на всю его ширину (70 км).

В плане она напоминает гигантский знак течения, обращенный выпуклостью. на юго-запад с протяженным (более 60 км) северо-восточным и коротким (~ 10 км) юго-западным склонами. Возвышенность наложена на меловые слои и лишь своим юго-восточным флангом – на консолидированные новейшие отложения. Поскольку неотектонический Центральный желоб прорезает восточную окраину Центрально-Баренцевской возвышенности, наследующей крупные положительные структуры Свальбардской плиты с резко сокращенной мощностью новейших отложений, последняя в его пределах, обычно, не превышает 10-15 м, причем на долю слабо консолидированных осадков верхнего седиментационного комплекса приходится лишь несколько метров.

Между тем, мощность отложений, формирующих аккумулятивную возвышенность, во много раз больше и в ее наиболее выпуклой части достигает 70-80 м. Они представлены диамиктоновым илом с невыразительным комплексом фораминифер, состоящим из широко распространенных ныне живущих видов. По зерновому составу ил идентичен диамиктону, отличаясь от него лишь низкой степенью консолидации, плавно нарастающей вниз по разрезу (Крапивнер 2007). Вследствие этого характерная для слабо консолидированных осадков акустическая прозрачность при их мощности, превышающей ~48 м, сменяется обычной для диамиктона беспорядочной сейсмозаписью, что не сопровождается какой-либо литологической границей в керне.

Резко избыточное накопление слабо консолидированных осадков, форма наложенного аккумулятивного тела и место его локализации, указывают на то, что оно образовалось за счет придонного движения с северо-востока на юго-запад потока, нагруженного терригенным (в том числе, грубообломочным) материалом. Подобные пастообразные подводные потоки возникают на нестабильных склонах при внезапном нарушении их равновесия под влиянием динамических нагрузок, обычно, связанных с сейсмическими событиями.

При достаточной интенсивности сейсмических колебаний (М ? 6) структурные связи между пелитовыми частицами диамиктонов и диамиктоновых илов разрушались и водонасыщенные отложения, флюидизируясь вовлекались в гравитационное течение даже на пологих склонах. В Центральном желобе потоки объединялись и устремлялись на юго-запад в соответствии с уклоном его днища. Наблюдавшееся расстояние перемещения подобных потоков достигает 350 км, а их скорость по разным оценкам составляет от 10-20 до 100 см/с (Хворова 1989), вследствие чего они могут эродировать свое ложе. Последнее объясняет нерегулярную мелкую волнистость отражающей границы, фиксирующей подошву сейсмогенной возвышенности, а также наличие непосредственно над ней многочисленных обломков, в том числе, крупных (до 2,2 м) глыб местных меловых пород.

При замедлении потока крупные эрратические обломки оседают, образуя базальный слой, подобный вскрытому скважиной 371, а остальной материал из-за восстановления структурных связей между глинистыми частицами останавливается в виде сплошной массы. Поскольку торможение гравитационного потока было обусловлено уменьшением уклона тальвега Центрального желоба и сменой его направления на противоположное, «хвост» потока еще двигался, когда его головная часть уже остановилась. Это в сочетании с торможением потока на бортах желоба и предопределило место локализации и своеобразную форму сейсмогенной аккумулятивной возвышенности в наиболее прогнутой части Центрального желоба.

Вершина возвышенности во время ее формирования располагалась ниже уровня волновой базы (то-есть на глубине не менее 50-60 м): только при таком условии она могла сохраниться в современном рельефе. При максимальной мощности формирующих возвышенность осадков 70-80 м, участок моря, на котором она возникла, имел глубину 120-130 м. Учитывая скорость тектонических погружений, начавшихся 15-16 тысяч лет назад (Крапивнер 2007), можно считать, что на достижение таких глубин потребовалось ~6000 лет, и, следовательно, сейсмогенная возвышенность возникла ~ 9-10 тысяч лет назад.

Верхняя часть ее склонов облекается покровом нормально осадочных диамиктоновых илов, нижняя граница которых фиксируется резким скачком плотности и показателя консистенции. Их мощность измеряется от дециметров до 2-3 м в нижней части пологого проксимального склона возвышенности. На ее флангах в нижней части склонов сейсмогенные диамиктоновые илы перекрыты сортированными глинистыми илами мощность которых в основании склонов достигает 5-6 м. Здесь в низах их разреза обнаружен интервал мощностью до 1 м и более, содержащий повторяющиеся горизонты (1-15 см), обогащенные угловатыми обломками твердых глин («структуры творога»), над которыми илы обладают тонкой слоистостью типа градационной (Gataullin et al. 1993). По-видимому, они связаны с более слабыми землетрясениями, последовавшими за тем, которое вызвало возникновение сейсмогенной возвышенности.

Аккумулятивное тело, образованное сейсмогенными гравититами, наложено на склон Центрально-Баренцевской и Мурманской возвышенностей к Кольскому желобу между 34 и 40 меридианами. Его дистальный край расположен в нескольких километрах юго-западнее подножья этого погребенного под сейсмогенными осадками склона, проникая на некоторое расстояние в днище желоба. Мощность гравититов максимальна (до 60 м и более) в зоне, примыкающей к северо-восточному борту последнего. По обе стороны от этой зоны она сокращается: в северо-восточном направлении постепенно, а в юго-западном – быстро. Аккумулятивное тело вытянуто параллельно желобу на ~270 км, а в поперечном направлении имеет гораздо меньшие размеры (до 20-25 км).

Форма тела указывает на то, что оно возникло из-за торможения плоского потока разжиженных осадков в зоне резкого уменьшения уклона морского дна. Вязкость этого потока была намного больше, чем в Центральном желобе, поэтому он распространялся на гораздо меньшее расстояние и фактически является гигантским оползнем-потоком. Сейсмогенные гравититы так же, как и в приведенном выше случае, представлены диамиктоновыми илами. Показательно, что на дне желоба (скважина 87, глубина моря 260 м, мощность гравититов 29 м) медианный диаметр частиц (в среднем по 24 определениям) равен 0,03 мм, а в 20 км западнее в верхней части склона желоба (скважина 86, глубина моря 186 м, мощность гравититов 50 м) она в ~ 3 раза меньше (0,09 мм. Это подтверждает вывод о том, что, вскрытые скважинами, диамиктоновые илы не являются нормально осадочными образованиями. На дне желоба они перекрыты сортированными глинистыми илами мощностью до 6 м, что также является аномалией, поскольку в желобах глинистые илы, обычно, слагают весь разрез слабо консолидированных осадков [Крапивнер 2008].

Для оценки возможной сейсмической опасности сооружениям (особенно линейным), возводимым при освоении Штокмановского месторождения, необходим мониторинг с помощью донных сейсмических станций.

Литература
Богацкий В.И., Костюченко С.Л., Сенин Б.В., Соболев С.Ф., Шипилов Э.В. /Ред. Н.А. Богданов, В.Е. Хаин. Тектоническая карта Баренцева моря и северной части Европейской России масштаба 1:2500000. М., Ин-т литосферы РАН, 1996.
Киселев Ю.Г. Глубинная геология Арктического бассейна. М., «Недра», 1972. 224с
Крапивнер Р.Б. Быстрое погружение Баренцевского шельфа за последние 15-16 тысяч лет. Геотектоника. № 3. 2006. С. 39-51.
Крапивнер Р.Б. Признаки неотектонической активности Баренцевоморского шельфа. Геотектоника. № 2. 2007. С.73-89.
Крапивнер Р.Б. Происхождение слабо консолидированных осадков Баренцево-морского шельфа. Литология и полезные ископаемые. № 6. 2008. (В печати).
Хворова И.В. Фации подводных гравититов. Сб. Генезис осадков и фундаментальные проблемы литологии. М., «Наука», 1989. С.37-58.
Шерман С.И., Борняков С.А., Буддо В.И. Области динамического влияния разломов. Новосиб., «Наука», 1983. 112с.
Gataullin V., Polyak L., Epstein O., Romanyuk B. Glacigenic deposits of the Central Deep: a key to the late Quaternary evolution of the eastern Barents sea. Boreas, Vol. 22. 1993. P. 47-58.

Нефть и газ арктического шельфа-2008: материалы конференции