Читать онлайн «Строение и история развития литосферы». Страница 65

Свальбардская плита, охватывает практически весь шельф Баренцева моря от островов Шпицбергена на западе до Карского моря на востоке и характеризуется очевидно гетерогенным основанием. Есть основания полагать, что в его строении участвуют как разновозрастные раннедокембрийские комплексы, так и комплексы гренвильского и байкальского (Шипилов и др., 2008) или протоуральско-тиманского возраста. Примыкающий к Свальбардской плите с юго-востока Тимано-Печорский блок характеризуется наличием протоуральско-тиманского складчатого основания. Этот блок включает в себя шельф Печорского моря, а на материке – выступы протоуралид-тиманид Тиманского хребта и полуострова Канин, а также фундамент Печорской плиты.

Белое море, которое также входит в пределы ЗАО, практически полностью расположено на северо-восточной окраине Восточно-Европейской платформы (ВЕП) с раннедокембрийским фундаментом, лишь самая северная его оконечность – Воронка Белого моря – перекрывает своей акваторией край Тимано-Печорского блока. Несмотря на то, что Белое море является единственным полностью внутренним морем России, геологическая изученность его до последнего времени оставалась весьма слабой, и только в последние годы в бассейне Белого моря были выполнены комплексные геофизические исследования (Казанин и др., 2006; Журавлев, 2007). Результаты этих и других работ последних лет на территории Беломорья значительно меняют сложившиеся представления о строении земной коры этого региона. Если раньше предполагалось, что глубина погружения кристаллического фундамента в Кандалакшском грабене, выполненном рифейскими терригенными образованиями, достигала 3–3,5 км, то материалы недавних сейсмических исследований МОВ ОГТ в акватории Белого моря определяют эту глубину уже до 8 км, что вполне сопоставимо с современным Байкальским рифтом. Такого же порядка (8–10 км и более) определены глубины залегания кристаллического фундамента в грабенах рифтовой системы Белого моря (РСБМ) в пределах Мезенской синеклизы (Аплонов и др., 2006). На продолжении Усть-Мезенской впадины в Воронке Белого моря сейсмическим профилированием выявлена Понойская впадина с глубиной погруженного фундамента более 8 км, которая по строению фундамента и осадочному выполнению больше напоминает перикратонный прогиб (Журавлев, 2007). Как показали упомянутые сейсмические исследования, палеорифтовые структуры северной части ВЕП обладают теми же особенностями, что и современные (кайнозойские) континентальные рифты, и прежде всего, – это наличие сегментов (каждый из которых представляет собой полуграбен с переменной полярностью), разделенных межвпадинными перемычками, игравшими в свое время роль зон аккомодации.

Характеризуя в целом ЗАО, в которую мы включаем Белое и Баренцево моря, их прибрежные территории и расположенные в пределах этих морей острова, необходимо отметить, что вопросы, касающиеся строения литосферы и истории формирования Западно-Арктического шельфа по ряду объективных причин разработаны сейчас существенно лучше по сравнению с аналогичными характеристиками более восточных частей Российской Арктики. Тем не менее, и в отношении Западно-Арктического региона все еще остается много спорных и не до конца решенных вопросов. Особенно это касается понимания строения участвующих в сложении фундамента региона древних (докембрийских и палеозойских комплексов), а также понимания ранней предыстории Западной Арктики. Кроме того, остаются нерешенными некоторые вопросы современной тектоники региона и формирования его морфоструктуры.

На решение именно этих проблем были направлены исследования в Западной Арктике, которые проводили сотрудники Геологического Института РАН, участвовавшие в реализации научной программы Международного Полярного Года (МПГ) 2007–2008 гг.

В рамках программы МПГ наши исследования касались изучения тектоники земной коры Белого моря и прилегающих территорий, а также зоны сочленения Балтийского щита с Баренцевоморским шельфом. Эти исследования сопровождались полевыми экспедиционными работами, которые проводились на побережье и островах Белого моря и на побережье Баренцева моря. Главным результатом наших исследований в этом направлении явилось построение «Тектонической карты Белого моря и прилегающих территорий» в м-бе 1:1 500 000, которая синтезировала в себе все новейшие данные по тектонике Беломорского региона, включая данные комплексных геолого-геофизических исследований в акватории Белого моря, проведенных ОАО «Морской арктической геологоразведочной экспедицией» (МАГЭ) в последние годы, и новые данные наземных исследований (рис. 1).

Рис. 1. Схема тектонического районирования Беломорского региона. Восточно-Европейский кратон, Балтийский щит (1–6): 1–2 – Кольский массив неоархейской консолидации: 1 – Мурманский блок, 2 – Центрально-Кольский блок; 3 – Карельский массив неоархейской консолидации; 4–5 – Лапландско-Беломорский подвижный пояс палеопротерозойской консолидации: 4 – Беломорский пояс, 5 – Лапландско-Колвицкий гранулитовый пояс; 6 – проторифтогенные палеопротерозойские пояса; 7 – плитная часть кратона; 8 – рифтогенные грабены, выполненные терригенными (а) и вулканогенно-осадочными (б) образованиями рифея-начала венда. 9–10 – Тимано-Печорская плита: 9 – с фундаментом байкальской консолидации, 10 – складчатые рифейско-вендские образования. 11–12 – Свальбардская плита: 11 – с фундаментом гренвильской консолидации, 12 – Восточно-Баренцевский рифтогенный трог; 13 – проявления среднепалеозойского магматизма (массивы ультраосновного-щелочного комплекса, 380–360 млн. лет); 14 – конвергентная граница литосферных плит; 15–17 – разломы: 15 – а) разломные зоны, ограничивающие крупные структуры земной коры, б) прочие разломы; 16 – а) взбросы, надвиги, б) сбросы; 17 – сдвиги.

Кроме того, нами было проведено изучение некоторых аспектов тектоники Шпицбергена. В частности на примере изучения структурно-геологических особенностей некоторых позднедокембрийских комплексов западного побережья Шпицбергена была предпринята попытка реконструировать деформационную историю этих древних образований и на этой основе провести межрегиональные тектонические корреляции удаленных друг от друга частей Западной Арктики. На западе Шпицбергена была выполнена серия специальных детальных (крупномасштабных) морфотектонических наблюдений, позволивших сформулировать некоторые выводы, касающиеся причин современного рельефообразования на западе Шпицбергена и современной геодинамики СЗ части ЗАО в целом.

Ниже приводятся основные научные результаты наших исследований, выполненных по проектам программ ОНЗ РАН № 14 и 16. Разделы 1–3 настоящей статьи (Тектоника центрального сегмента палеорифтовой системы Белого моря; Тектоника Онежско-Кандалашского палеорифта; Структурная позиция внутриплитного магматизма на Баренцевоморском побережье Кольского полуострова) подготовлены А.С. Балуевым, 4-й раздел (Новые данные по тектонике Свальбарда (Шпицбергена) подготовлен Н. Б.Кузнецовым (4.1) и Д.С. Зыковым (4.2).

В последнее время интерес к Беломорскому региону связан, прежде всего, с возможной нефтегазоносностью рифейских отложений, выполняющих рифтогенные прогибы. Традиционно эта территория рассматривалась как площадь развития континентального рифтогенеза в рифее, который предшествовал началу общего прогибания и формирования осадочного чехла Мезенской синеклизы. Субпараллельные палеорифтовые зоны северо-западного простирания, расположенные в северо-восточном сегменте Восточно-Европейской платформы (ВЕП) вдоль ее границы (рис. 1, 2А), рассматриваются нами (Балуев, 2006) как единый структурно-парагенетический ансамбль, сформировавшийся в условиях горизонтального растяжения края континентальной плиты в среднем-позднем рифее, и поэтому объединены в единую палеорифтовую систему Белого моря. Она заложилась во время распада (1300–1240 млн. лет назад) древнего суперконтинента Палеопангея при раздвиге, возникшем между континентальными плитами, которые в будущем стали Балтикой и Лаврентией. Рифтинг при этом имел диффузный характер с последовательным возникновением субпараллельных рифтовых зон от внутренней к краевой части континентальной плиты. В результате на краю Балтики сформировался периконтинентальный осадочный бассейн пассивной окраины, представлявший собой систему субпараллельных рифтовых зон. Эти рифтовые структуры пережили активизацию в среднем палеозое, когда широкое развитие получил щелочной магматизм, и в конце кайнозоя, когда образовался современный бассейн Белого моря.

Рис. 2. А. Схема тектоники Беломорского региона: 1 – Балтийский щит; 2 – рифейские палеорифты; 3 – Притиманский прогиб; 4 – Тимано-Варангерский пояс байкалид; 5 – конвергентный шов; 6 – сбросы (а) и сдвиги (б). Цифры на схеме: 1 – Онежско-Кандалакшский палеорифт: грабены 1а – Кандалакшский, 1b – Центральный, 1с – Онежский; 2 – Керецко-Пинежскийский палеорифт: грабены 2а – Керецкий, 2b – Пинежский, 3 – Чапомо-Лешуконский палеорифт: грабены 3а – Чапомский, 3b – Лешуконский; 4 – Мезенский палеорифт: 4а – Понойская впадина, 4b – Усть-Мезенский грабен; выступы фундамента: 5 – Архангельский, 6 – Товский, 7 – Кулойский. Прямоугольником показан контур рис. 2. Б. Фрагмент сейсмогеологического разреза верхней части земной коры вдоль опорного профиля МОВ ОГТ АР-3. Местоположение профиля см. на рис. 2 А.