Баренцевоморский ареал юрско-мелового базальтоидного магматизма: геодинамика проявления, ув потенциал

Статья в промышленном каталоге статей.

Дата: 12.10.2009
Информационный портал Издательского дома "Гелион", все новости промышленности и строительства на Северо-Западе России, лента новостей, форум и переводческие услуги

ШИПИЛОВ Э.В., ШКАРУБО С.И., КАРЯКИН Ю.В.
ММБИ КНЦ РАН, Россия, ОАО «МАГЭ», Россия, ГИН РАН, Россия

Изучение магматизма имеет первостепенное значение для реконструкции истории геологического развития континентальных окраин Арктики и, следовательно, ранних этапов становления здесь океана (Шипилов Э.В.,2003; 2004), а также в плане его влияния на созревание Сорг. в нефтегазоматеринских толщах, фазовый состав углеводородов, формирование ловушек и скопление в них флюидов (Шипилов Э.В., Юнов А.Ю., 1995).

Наиболее отчетливо и широко проявился ареал, связанный с тектономагматическими событиями в юрско-меловое время. Этот период определяет формирование наиболее обширного океанического бассейна Арктики – Амеразийского. Его раскрытие носило полицикличный характер и сопровождалось формированием на континентальных окраинах довольно значительной по площади провинции базальтоидного магматизма. Анализ распределения ареалов магматизма в Арктике и его изотопных датировок, а также собственные полевые наблюдения и определения авторов (2006-2008 гг) позволяют выделить несколько последовательных тектономагматических этапов, отражающих процессы деструкции континентальной литосферы и формирования океанического бассейна.

Начальный (юрский) этап тектонической активизации обусловлен плюмовым магматизмом приведшим к рифтингу, и наиболее ярко проявившемся на временном отрезке от аалена (возможно и ранее) до бата-титона. Он знаменуется развитием расширенных полуграбенов вдоль окраин Восточно-Сибирского и Чукотского морей и арктической окраины Аляски. Это подтверждается детальным стратиграфическим и структурным анализом отложений, а также результатами бурения континентальной окраины Аляски и сопредельных областей (The Arctic Ocean..., 1990).

В геологической истории Баренцевоморского региона это событие запечатлено погружением территории и трансгрессией с севера в ее пределы морского бассейна, достигшего в конце батского века Печорской равнины.

Морская трансгрессия и углубление бассейна в рассматриваемое время сопровождалось и эндогенной активностью. По нашим определениям наиболее ранний возраст магматических образований - 189.1 ± 11.4 млн. лет - устанавливается для силла на о-ве Гукера (Карякин Ю.В., Шипилов Э.В., 2008). Другие определения показывают стабильное омоложение проявлений магматизма. Так, возраст вскрытых скважиной пластовых базальтов в районе Лудловского поднятия (разделяющего Южно - и Северо-Баренцевскую впадины) по K-Ar составляет 159 млн. лет (Комарницкий В.М., Шипилов Э.В., 1991), а в скважине Нагурской (о-в Земля Александры, архипелаг Земля Франца Иосифа) - 151 ±11 млн. лет (Тараховский А.Н. и др., 1983) и в других районах этого архипелага (Столбов Н.М., 2002; Campsie J. E. e. al., 1988; Dibner V.D., 1998).

Для верхнего потока плагиоклазовых базальтов о-ва Земля Александры возраст составляет 156.5 ± 7.5. млн. лет (Карякин Ю.В., Шипилов Э.В., 2008). Близкий возраст базальтов (145 млн. лет) устанавливается на Шпицбергене и на его восточном шельфе (Bailey J.C., Rasmussen M.H, 1997; Gayer R.A. e.al., 1966; Worsly D., 1986), а также в Свердрупском бассейне – 152 ± 6 млн. лет (Jansa L., Pe-Paper G., 1988) и на архипелаге Де Лонга – 152,3 млн. лет Silantyev S.A. e. al., 2004). Таким образом, указанные изотопные датировки укладываются преимущественно в позднеюрский (волжский) отрезок геологической шкалы (A Geologic Time…,1989). В это время в пределах Баренцевоморского региона и, особенно, в Восточно-Баренцевском мегабассейне, обозначились условия максимальной трансгрессии и накопления депрессивной черносланцевой фации киммеридж-волжского глинистого комплекса. Не исключено, что определенный вклад в создание бескислородной обстановки формирования черносланцевой фации («заражение» эндогенными флюидами, эманациями и т.п.) в Баренцевском регионе могли внести вулкано-магматические процессы.

Второй этап в развитии Арктики связан с рифтингом, его переходом в спрединг с аккрецией меловой океанической коры и отмиранием спредингового центра. Он длился во временном диапазоне от готерива-баррема-раннего апта до раннего сеномана и подразделяется на основании изотопных датировок на два временных отрезка. На этом этапе развития Канадский Арктический архипелаг (с одной стороны) и Новосибирско Чукотско-Аляскинский блок (с другой) начали удаляться друг от друга, испытывая вращение относительно точки, расположенной в районе дельты р. Маккензи. При этом вдоль Баренцево-Карской палеоокраины, с входящими в ее состав блоками будущих хребтов Ломоносова и Альфа и, возможно, Менделева, получила развитие трансформная зона разломов (Свердрупско-Новосибирская).

Формирующийся срединно-океанический спрединговый центр воздействовал на Баренцево-Карскую палеоокраину через отмеченную трансформу. Указанная трансформная зона являлась своеобразным «барьером» для дальнейшей пропагации формирующегося спредингового центра Канадской впадины. Вдоль нее происходило скольжение блоков микроконтинента. И, вместе с тем, на континентальных окраинах вдоль этой трансформы концентрируются ареалы базальтоидных образований, фиксирующие фазы наиболее активного развития глубоководного Канадского бассейна.

В пределах Баренцевоморского региона переход ко второму, главному, этапу становления Канадского бассейна ознаменовался сменой глинистых сланцев (“баженитов”) грубозернистыми регрессивными “вельдскими” фациями раннего мела.

В первую половину этого этапа активизация тектоно-геодинамических процессов с проявлением мощных регрессивных событий в раннемеловое время была обусловлена глобальными причинами – распадом вегенеровской Пангеи с резким падением уровня Мирового океана. В присдвиговой зоне, располагавшейся между Южно - и Северо-Баренцевским депоцентрами осадконакопления, сформировалась Лудловская перемычка. Здесь одноименной скважиной подсечена пластовая интрузия габбро-диабазов (Комарницкий В.М., Шипилов Э.В., 1991), расположенная выше уже упомянутой, с возрастом по K-Ar - 131-139 млн. лет. Это свидетельствует о том, что рифтогенный режим в Восточно-Баренцевском троговом бассейне в меловое время носил достаточно отчетливый характер. Близкие по времени проявления магматизма закартированы на Шпицбергене и его восточных островах и на Земле Франца-Иосифа, вероятно на северной оконечности Новой Земли (Кораго Е.А., Тимофеева Т.Н., 2005), в Свердрупском бассейне – 123-131 млн. лет, на архипелаге Де Лонга – 124 млн. лет. На о-ве Хейса 40Ar/39Ar возраст по плагиоклазу дайки («Гряда Аметистовая») определен как поздненеокомский-барремский и составляет 125.2 ± 5.5 млн лет (Карякин Ю.В., Шипилов Э.В., 2008).

На палеоокраине реактивировалась сеть диагональных разломов и нарушений северо-восточного и северо-западного простираниий, сбросового и сбросо-сдвигового типов, контролирующих распределение базальтоидов. Она определила ориентировки трендов большинства развивающихся структур региона, которые хорошо просматриваются в рельефе дна моря, но, особенно отчетливо, - в пределах архипелагов Земля Франца-Иосифа, Шпицберген и Новая Земля. На о. Хейса, архипелаг Земля Франца-Иосифа, протяженные гривы даек имеют северо-западные простирания. Аналогичной ориентировкой обладает Хинлопенская зона разломов и другие субпараллельные ей нарушения, вдающиеся в архипелаг Шпицберген, вдоль которых концентрируются выходы юрско-мелового базальтоидного магматизма. Одним из таких районов является северное побережье Ис-фиорда.

Во вторую половину рассматриваемого этапа активным базальтоидным магматизмом (вплоть до сеномана) были охвачены Земля Франца Иосифа (в скв. Нагурская возраст базальтов по K-Ar составляет 103 ± 7 млн. лет), восточный шельф Шпицбергена (верхний предел – 105-110 млн. лет). Сейсмические материалы (Шипилов Э.В. Моссур А.П.,1990а,б) указывают на широкое присутствие одновозрастных силлов в осадочном чехле севера Баренцевской окраины и особенно в Восточно-Баренцевской троговой системе.

В Свердрупском бассейне (Канадский Арктический архипелаг), по K-Ar датировкам базальтоидных образований [16], интервал магматической активизации ограничивается 100-102 млн. лет, а биостратиграфические их привязки достигают даже значений 92 млн лет.
Диапазон от 106 до110 млн. лет дают K-Ar определения возраста трапповых базальтов архипелага Де Лонга (Silantyev S.A., 2004).
Рассмотренные этапы тектономагматической активизации находят достаточно уверенное подтверждение в последних результатах радиологических определений образцов базитов архипелага Земля Франца-Иосифа, выполненных с применением K-Ar и Sm-Nd методов (Столбов Н.М., 2002)], а также нашими данными. Следует отметить, что K-Ar датирование базальтоидов, выполненное в разные годы и различными организациями, показывает хорошее совпадение с новейшими датировками Sm/Nd и Ar/Ar методами.

Таким образом, все изложенное приводит к выводу о том, что описанные проявления базальтоидного магматизма на континентальных окраинах Арктики являются индикационными признаками деструкции континентальной литосферы, а затем, - раскрытия и становления Канадского океанического бассейна. Все выделенные этапы тектономагматической активизации нашли вполне очевидное отражение в тектоно-геодинамических преобразованиях, палеофациальных условиях осадконакопления Баренцево-Карской окраины и составе продуктов магматической деятельности. Реконструкции показывают, что до формирования Канадского бассейна Восточно-Баренцевский трог, острова Земли Франца-Иосифа, Де Лонга, Канадский Арктический архипелаг (Свердрупский) и хребет Альфа представляли собой объединенную область юрско-мелового плюмового и платобазальтового магматизма. По геофизическим данным наличие магматических комплексов аналогичных по возрасту предполагается и на хребте Ломоносова. Характерно, что проявления магматизма в пределах окраин, и в дальнейшем, уже после раскола этой области и дезинтеграции ее на указанные блоковые структуры, сопровождали раскрытие и наращивание спрединговой океанической коры Канадского бассейна.

Исследования выполнены в рамках программы ОНЗ РАН № 14 «История формирования бассейна Северного Ледовитого океана и режим современных природных процессов Арктики (по программе Международного полярного года 2007-2008 гг.)».

Литература
Карякин Ю.В., Шипилов Э.В. Геохимическая характеристика и 40Ar/39Ar возраст магматических пород архипелага Земля Франца-Иосифа // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики. М.: ГЕОС, 2008. Т. 1. С. 389-393.
Комарницкий В.М., Шипилов Э.В. Новые геологические данные о магматизме Баренцева моря// ДАН, 1991, т.320,№ 5.С. 1203-1206.
Кораго Е.А., Тимофеева Т.Н. Магматизм Новой Земли (в контексте геологической истории Баренцево-Северокарского региона). СПб.,2005. 225 с.
Столбов Н. М. К вопросу о возрасте траппового магматизма архипелага Земля Фраца-Иосифа по радиологическим данным // В сб.: Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, вып. 4. 2002. С.199-202.
Тараховский А.Н., Фишман М.В., Школа И.В. и др. Возраст траппов Земли Франца-Иосифа. В сб.: Прогнозирование и оценка никеленосности новых рудных районов на Севере Сибирской платформы. Л.: 1983. С. 100-108.
Шипилов Э.В. Пермско-триасовая интерференция тектоно-геодинамических режимов в эволюции арктической периферии Северной Евразии // ДАН, 2003, Т.393, №3.
Шипилов Э.В. К тектоно-геодинамической эволюции континентальных окраин Арктики в эпохи молодого океанообразования // Геотектоника, 2004. № 5. С. 26-52.
Шипилов Э В., Моссур А.П. Об аномальных сейсмических горизонтах в осадочном чехле Баренцева моря // Геотектоника, 1990а, №1. С. 90-97.
Шипилов Э.В., Моссур А.П. Глубинная структура осадочного чехла Арктического региона // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1990б. №10. С. 112-122.
Шипилов Э.В., Юнов А.Ю. О генезисе антиклинальных структур месторождений углеводородов восточной части Баренцева моря // ДАН, 1995, Т.342, №1. С. 87-88.
A Geologic Time Scale 1989. Camridge University Press. 1989.
Bailey J.C., Rasmussen M.H. Petrochemistry of Jurassic and Cretaceous tholeites from Kong Karls Land, Svalbard, and their relation to mesozoic magmatism in the Arctic // Polar Research. Oslo, 1997. V. 16. № 1. P. 37-62.
Campsie J., Rasmussen M.H., Hansen N., Liebe C.J., Laursen J., Brochwicz-Levinski W., Johnson L. K-Ar ages basaltic rocs collected during a traverse of the Frans Josef Land Archipelago (1895-1896) // Polar Research. Oslo, 1988. V. 6. №2. P. 173-177.
Dibner V.D. Geology of Franz Josef Land. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 1998. Meddelelser № 146. 190p.
Jansa L., F., Pe-Piper G. Middle Jurassic to Early Cretaceous igneous rocks along Eastern North American continental margin // The Amer. Assoc. of Petroleum Geologists Bullet. 1988. V. 72. №72. №3. P. 347-366.
Gayer R.A., Gee D.G., Harland W.B., Miller J.A., Spall H.R., Wallis R.H., Winsens T.S. Radiometric
age determination on rocs from Spitsbergen. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 1966. Skrifter №137. 39p.
Silantyev S.A, Bogdanovskii O.G., Fedorov P.I. et al. Intraplate magmatism of the De Long Islands // Rus. Journ. of Earths Sciences, 2004. Vol. 6. № 3. P. 1-31.
Solheim A., Musatov E., Heintz N. Geological aspects of Franz Josef Land and the northrnmost Barents Sea. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 1998. Meddelelser №151. 120p.
The Arctic Ocean Region. Vol. L. Geology of North America. Geol. Soc. Amer. Boulder Co, Ed. A. Grantz, L. Jonhson, I.F. Sweney. Colorado,1990. 644 p.
Worsly D., Ada O.J., Dalland A., et al. The Geology History of Svalbard. Stavanger: Statoil, 1986. 121р.

НЕФТЬ И ГАЗ АРКТИЧЕСКОГО ШЕЛЬФА-2008 МАТЕРИАЛЫ КОНФЕРЕНЦИИ
Просмотров: 1254
Поделиться:
Написать письмо автору этой статьи

Отправляя данную форму, вы соглашаетесь на обработку ваших персональных данных согласно Федеральному закону № 152-ФЗ «О персональных данных» от 27.07.2006 г и политике по обработке персональных данных.
На этой форме установлена проверка reCAPTCHA для защиты пользователей от автоматических рассылок роботами. Отправляя эту форму, вы подтверждаете Политику конфиденциальности и Условия использования Google.

Интересный факт

 - хранить арматуру на складе в упаковке завода-изготовителя или в неупакованном виде (обязательно с заглушками) на стеллажах в сухом помещении. При длительном хранении каждые полгода необходимо менять смазку на обработанных поверхностях изделий и удалять обнаруженную грязь или ржавчину;