Чтение онлайн

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.

До последнего времени считалось, что в эту систему входят три палеорифта (с юго-запада на северо-восток): Онежско-Кандалакшский (Кандалакшско-Двинский), Керецко-Лешуконский и Баренцевоморский. Однако, новые данные, полученные при комплексных геолого-геофизических исследованиях акватории Белого моря (Казанин и др., 2006; Журавлев, 2007), а также результаты наземных исследований территории Беломорья последних лет (Аплонов и др., 2006; Балуев и др., 2009 а, б и др.) значительно меняют сложившиеся представления о строении земной коры этого региона. Новые сейсмические материалы заставляют пересмотреть строение некоторых фрагментов палеорифтовой системы Белого моря. В частности это касается центральной или осевой части системы, представленной Керецко-Пинежским и Лешуконским рифтогенными желобами в кристаллическом фундаменте платформы, которые, как будет показано ниже, разделены пространственно узкой грядой Товского выступа фундамента. Именно с этой частью палеорифтовой системы связаны проявления внутриплитного магматизма в среднем палеозое, которые представлены щелочными дайками и трубками взрыва, в том числе и кимберлитовыми, на Зимнем берегу Белого моря.

Лешуконский палеорифт расположен в пределах северо-западной части Мезенской синеклизы ВЕП и выражен в рельефе кристаллического фундамента двумя основными впадинами, кулисообразно расположенными по отношению друг к другу: собственно Лешуконской и находящейся к юго-востоку от нее Азопольской (рис. 3). Глубина погружения фундамента в первой достигает, вероятно, почти 10 км, а во второй составляет около 7 км (Аплонов и др., 2006). Впадины имеют разломные ограничения, асимметричны и выполнены терригенными образованиями рифейского возраста. В Лешуконской впадине эти отложения по данным сейсмостратиграфии подразделяются на средне– и верхнерифейские пострифтовые мощностью до 2,5–3 км и нижележащие среднерифейские рифтовые мощностью, видимо, до 5–6 км. В Азопольской впадине максимальная мощность чехла достигает 6,5–7 км, из которых рифейские отложения составляют 4,5–5 км, в том числе пострифтовые едва ли больше 2 км. Протяженность Лешуконского грабена составляет не менее 550 км, а ширина обычно от 50 до 60 км. С юго-запада Лешуконский палеорифт ограничен Товским выступом фундамента, отделяющим его от Керецко-Пинежского палеорифта, а с северо-востока – Кулойским и Мезенским выступами. В то же время вдоль северо-восточного края Товского выступа в рельефе фундамента зафиксирован узкий (20–25 км) и протяженный желоб с глубиной погружения фундамента до 4 км. Он кулисообразно примыкает своим юго-восточным окончанием к Лешуконскому грабену, а к северо-западу достигает побережья пролива Горло Белого моря (Гипсометрическая карта…, 2001).

Рис. 3. Тектоническая схема центральной части палеорифтовой системы Белого моря: 1 – Балтийский щит; 2 – площадь развития платформенного чехла; 3 – рифтогенные грабены; 4 – изолинии рельефа поверхности кристаллического фундамента (в км); 5 – разломы: а – сдвиги, б – сбросы: 6 – линия фрагмента сейсмоакустического профиля 200615, изображенного на рис. 4. Цифры на схеме – грабены: 1 – Усть-Мезенский, 2 – Сафоновский, 3 – Чапомский, 4 – Лешуконский, 5 – Азопольский, 6 – Керецкий, 7 – Пинежский, 8 – Онежский грабен Онежско-Кандалакшского палеорифта, 9 – Унский.

На противоположном берегу пролива Горло, на юго-восточном побережье Кольского полуострова в низовьях р. Чапомы расположен Чапомский грабен, представляющий собой небольшую по размерам (20х10 км) впадину в архейском кристаллическом фундаменте, выполненную терригенными образованиями чапомской свиты позднерифейского возраста. Впоследствии эти образования были отнесены к самой верхней алевролитовой пачке разреза терской свиты, породы которой распространены вдоль южного побережья Кольского полуострова и выполняют грабены Онежско-Кандалакшского палеорифта. В составе терригенной толщи Чапомского грабена преобладают пестроцветные алевролитовые и глинистые породы с хлорит-карбонатным цементом. В верхней части разреза среди глинистых алевролитов встречаются прослои темно-серых до черных карбонатных алевролитов, чередующихся с глинистыми доломитами. В породах отмечаются знаки ряби и многочисленные трещины усыхания, свидетельствующие о неоднократном, очевидно, кратковременном осушении бассейна. Чапомский грабен имеет асимметричное строение: распространение рифейских осадочных пород резко ограничивается с северо-востока сбросом северо-западного простирания, а западное ограничение впадины имеет более сложные в плане очертания с субширотными маломощными языками песчаников и конгломератов, несогласно залегающими на гранито-гнейсах. Максимальные мощности отложений чапомской свиты, разрез которой почти непрерывно вскрыт в долине р. Чапома, отмечаются в осевой части грабена и вдоль его северо-восточного борта, достигая 300 м.

Накопление осадков чапомской свиты происходило в условиях мелководного морского бассейна в обстановке непрерывного погружения дна при незначительных его колебаниях, зафиксированных в ритмичном строении толщи. В ней был выделен удивительно разнообразный комплекс акритарх хорошей сохранности (Коноплева, 1979), включающий наряду с верхнерифейскими отдельные типично вендские формы. Аналогичный верхнерифейский комплекс акритарх установлен в пачке переслаивания алевролитов и черных аргиллитов скв. Усть-Няфтинской (инт. 2050–2607 м), пробуренной в Усть-Мезенской рифтовой впадине. По всем признакам чапомская свита коррелируется и с няфтинской свитой (верхи верхнего рифея) из Средне-Няфтинской скважины № 21 (Вейс и др., 2004).

Сеть разломов, развивавшихся конседиментационно, усложнялась в процессе формирования осадочного чехла, что привело к дроблению рифейских образований на блоки. Отмечаются смещения блоков друг относительно друга с элементами вращения и с резкими изменениями наклона пластов, что может свидетельствовать о листрическом характере разломов. Разломы, разделяющие блоки рифейских пород, выражены зонами катаклаза мощностью 1–2 м с подворотом слоев, будинажем прослоев песчаников и гравеллитов, гофрированной складчатостью аргиллитов, многочисленными зеркалами скольжения по мелким дуговым трещинам. В обнажениях отмечаются сбросовые смещения до нескольких метров, хотя для разно наклонных блоков можно предполагать и существенно большие амплитуды. Таким образом, Чапомский грабен несет в себе признаки рифтогенной структуры, сформировавшейся в процессе континентального рифтогенеза в позднерифейское время.