Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Методика изучения новейших вертикальных тектонических движений и строения дизъюнктивной сети 10
1.1. Термины и определения 10
1.2. Методы исследования дизъюнктивной сети и дифференцированных тектонических движений ...
1.2.1 Классификация линеаментов 18
1.2.2 Методы изучения линеаментов и разрывных нарушений 19
1.2.3 Методы исследования скоростей вертикальных тектонических движений блоков 22
1.3. Линеаментный и морфоструктурный анализ 24
1.3.1 Линеаментный анализ 24
1.3.2 Морфоструктурный анализ 27
1.3.3 Численное моделирование гляциоизостатических процессов 29
Глава 2. Оценка колебаний уровня моря и вертикальных движений земной коры на побережьях Российской Арктики 30
2.1. Формирование банка данных об относительных перемещениях уровня моря в голоцене и за последние десятилетия 30
2.2. Неотектоническое районирование побережий Российской Арктики 33
2.3. Связь между относительными движениями суши и уровня моря, колебаниями абсолютного уровня моря и вертикальными тектоническими движениями земной коры 35
2.4. Современные изменения относительного уровня моря и вертикальные движения земной коры 35
2.5. Изменения относительного уровня моря, абсолютного уровня моря и вертикальные тектонические движения земной коры в Российской Арктике с конца позднего плейстоцена 2.5.1 Изменения относительного уровня моря 40
2.5.2 Оценка вертикальных движений земной коры 46
2.5.3 Скорости вертикальных движений земной коры и неотектонические особенности разных областей Российской Арктики
2.5.3.1. Активно поднимающиеся щиты, массивы и складчатые области западной части Российской Арктики: Балтийский щит, массив Земли Франца-Иосифа и Новоземельская область54
2.5.3.2. Баренцевоморская и Карская шельфовая области 60
2.5.3.3. Платформенные области западной и центральной Российской Арктики: Русская, Тимано-Печорская и Западно-Сибирская плита 62
2.5.3.4. Складчатые области центральной и восточной Арктики: Таймыро-Североземельская, Верхоянская, Лаптевоморская и Новосибирская 68
2.6. Выводы 72
Глава 3. Новейшие вертикальные тектонические движения на участках побережья Российской Арктики с разной геодинамической обстановкой 73
3.1. Кристаллические щиты древних платформ (Балтийский щит) 74
3.1.1 Вертикальные движения земной коры и морфоструктурные особенности з
3.1.1.1. Мурманское побережье Баренцева моря 76
3.1.1.2. Побережье Кандалакшского залива Белого моря
3.1.1.2.1 Морфоструктурные особенности 84
3.1.1.2.2 Дифференцированные движения блоков 101
3.1.2 Моделирование движений по разрывным нарушениям, вызванных гляциоизостатическим
послеледниковым поднятием 112
3.1.2.1. Особенности построения модели 112
3.1.2.2. Результаты
3.1.2.2.1 Вертикальные движения поверхности модели 116
3.1.2.2.2 Относительные перемещения вдоль крупных разломов 119
3.1.2.3. Обсуждение результатов 123
3.1.2.3.1 Вертикальные перемещения поверхности модели 123
3.1.2.3.2 Относительное смещение по разломам 125
3.1.2.4. Выводы 129
3.2. Молодые платформы (Север Западно-Сибирской плиты) 131
3.2.1 Неотектонические вертикальные движения земной коры 131
3.2.2 Голоценовые и современные движения земной коры 132
3.2.3 Строение дизъюнктивной сети и дифференцированные движения земной коры на примере северной части полуострова Мамонта 138
3.3. Складчатые области (Побережье губы Буор-Хая, море Лаптевых в районе пос. Тикси) 150
3.3.1 Географическое положение и рельеф ключевого участка 150
3.3.2 Геологическое строение 153
3.3.3 Строение линеаментной сети 156
3.3.4 Преобладающие направления относительных вертикальных движений земной коры 163
3.3.5 Морфоструктурные особенности 166
3.3.6 Тектонические особенности Лаптевоморского региона, влияющие на морфоструктуры ключевого участка 167
3.3.7 Этапы развития тектонического рельефа 170
Заключение 171
Литература
- Методы исследования дизъюнктивной сети и дифференцированных тектонических движений
- Современные изменения относительного уровня моря и вертикальные движения земной коры
- Мурманское побережье Баренцева моря
- Строение дизъюнктивной сети и дифференцированные движения земной коры на примере северной части полуострова Мамонта
Методы исследования дизъюнктивной сети и дифференцированных тектонических движений
В настоящей работе анализ новейших вертикальных тектонических движений на побережьях Российской Арктики проводился в разных масштабах. Для всей территории Российской Арктики проводился сбор литературных данных о новейших тектонических движениях, преимущественно голоценовых, полученных всеми перечисленными методами. Они объединялись в геобазу данных ArcGIS. Отдельно выделялись современные вертикальные движения земной поверхности, измеренные с помощью футштоков, повторных нивелировок и GPS-измерений; в другой вошли данные датирования перемещенных береговых линий.
Для ключевых участков собирались более подробные данные о голоценовых движениях земной коры; они дополнялись материалами собственных полевых геолого-геоморфологических исследований, включающими датировки поднятых береговых линий.
Геоморфологические методы На ключевых участках геоморфологические методы включали полевую маршрутную геоморфологическую съемку с составлением геоморфологических описаний, карт и профилей, описание поднятых береговых линий и морских террас, а также отбор образцов для дальнейшего датирования.
В районах распространения кристаллических пород фундамента (Балтийский щит, Хараулахский хребет) анализировались донные осадки озер; в районах распространения рыхлого чехла (полуостров Ямал), помимо особенностей рельефа изучались разрезы новейших отложений, в особенности морских с последующим переходом в континентальные, либо наоборот.
Геохронологические и палеогеографические методы Непосредственно автором и при участии автора проводился отбор образцов для определения времени выхода территорий из-под уровня моря. С датирование, анализ видового состава диатомеи Один из ключевых методов, как и в ряде работ других авторов (Колька и др., 2005, Snyder et al., 1997), заключается в изучении донных осадков озер, когда-то находившихся ниже уровня моря. Данный метод применялся на территории Балтийского щита (район Беломорской Биологической станции МГУ, островов Керетского архипелага (Романенко, Шилова, 2012; Романенко и др., 2013), на Летнем берегу Белого моря в районе пос Пертоминск (Репкина и др., в печати), а также на озере Севастьян-Кюеле на побережье моря Лаптевых (Болыпиянов и др., 2013). Колонка донных отложений описывалась и отбиралась для анализа видового состава, радиоуглеродного датирования и анализа видового состава диатомеи, спор, пыльцы и других микрофоссилий. Благодаря применению литолого-фациального и диатомового анализа точно определялась граница между морскими и озерными либо болотными отложениями. Затем проводилось радиоуглеродное датирование переходных горизонтов озерных осадков (сапропель, торф). Датирование образцов проводилось конвенциональным методом в лаборатории изотопной геохимии и геохронологии Геологического института (ТИН РАН), радиоуглеродной лаборатории Института Географии Российской Академии Наук (ИГАН), а также научной лаборатории геоморфологических и палеогеографических исследований полярных регионов и Мирового Океана СПБГУ с помощью стандартных методов обработки и расчетов (к примеру, Zaretskaya et al., 2001, 2007). AMS-датирование образцов донной колонки из озера Севастьян-Кюеле (побережье моря Лаптевых) было выполнено в лаборатории Лейбница Университета Кристиана-Альбрехта (г.Киль, Германия).
Кроме донных осадков озер, анализировались обнажения рыхлых отложений, где вскрываются переходы от морских условий к континентальным. Органический материал также был датирован радиоуглеродным методом.
На Карельском берегу Белого моря в районе Беломорской Биологической Станции МГУ, помимо радиоуглеродного датирования, было впервые проведено датирование поверхности эрратических блоков и скальных выходов, находившихся в начале голоцена ниже уровня моря, с помощью метода космогенных нуклидов (ЮВе). Суть метода в том, что при бомбардировке космическим излучением в верхних нескольких сантиметрах горных пород накапливаются космогенные радионуклиды, в том числе ЮВе, количество которого может быть определено с помощью масс-спектрометрии. Таким образом, возможно рассчитать время экспозиции скального выхода или обломка пород на поверхности Земли. Методика хорошо применима в Северной Карелии, поскольку здесь на поверхность выходят архейские гнейсы, богатые кварцем, в котором содержится бериллий.
Поскольку методика Ве-датирования не столь хорошо распространена и разработана, как методика С- датирования, остановимся на ней подробнее.
Образцы гнейсов и пегматитов отбирались из эрратических блоков, перемещенных ледником и непосредственно со скальной поверхности «бараньих лбов» в местах обнажения кварцевых жил. Были выбраны два эрратических блока размером более 5 м в поперечнике, стоящие на морских террасах, сложенных хорошо отмытым песком и хорошо окатанными валунами (на высоте 2,7 и 72 м). Вероятно, они откололись от кристаллических массивов во время последнего оледенения, а затем были перенесены ледником на некоторое расстояние, после чего затоплены водами Белого моря сразу после схода ледника. Это позволяет предположить, что накопление Be в них началось после выхода из-под уровня моря, и не прекращалось до настоящего момента, поскольку маловероятно, что блоки перекрывались после поднятия каким-либо другими отложениями. Для каждого образца откалывалось около 1 кг породы с верхней грани блока, толщина откалываемых пластин не превышала 4 см. Аналогичным образом в районе ББС было отобрано еще 5 образцов гнейсов, пегматитов и кварцевых жил на вершинах оглаженных скальных выходов (высота от 27 до 90 м). Толщина образца составляла 2-3 см. Лабораторный анализ проб осуществлялся в лаборатории Университета г. Мюнстер под руководством проф. Р. Хетцеля на средства проекта проф. А.Хампель (Университет имени Готтфрида Вильгельма Лейбница, г. Ганновер). Первичная подготовка образцов была осуществлена лично автором. Автор благодарит М. Штробла и А. Нихус за помощь в дальнейшем анализе проб.
Образцы были измельчены, промыты и просеяны для разделения на фракции. Фракция 0,25-0,5 мм разделялась на магнитную и немагнитную с помощью магнитного сепаратора Frantz. Затем, для выделения чистого кварца пробы вытравливались на подогретой ультразвуковой бане в 6М НС1 (1 раз), в разбавленной HF/HNO3 (4 раза) (Kohl and Nishiizumi, 1992), и несколько раз поочередно в царской водке и 8М HF (Goethals et al., 2009). После добавления 0,3 мг несущей среды Be, пробы кварца были растворены, и Be был выделен на последовательно примененных колонках анионного и катионного обмена. После этого, Be был осажден при рН 8-9 в составе Ве(ОН)г, который затем был переведен в форму ВеО при температуре 1000С. После смешивания ВеО с порошком Nb и подготовки мишеней, количество Be было посчитано на AMS масс-спектрометре в Университете г. Кёльн, Германия (Dewald et al., 2013; http://www-cologneams.uni-koeln.de). Концентрации 10Ве после контрольной поправки были нормализованы в соответствии с ICN стандартами (Nishiizumi et al., 2007).
Оценка влияния снежного покрова Наличие сезонного снежного покрова защищает поверхность Земли от космических лучей и уменьшает скорость образования космогенных нуклидов (например, Gosse and Phillips, 2001). Основываясь на данных о климате Северной Карелии и на мощности снежного покрова в момент отбора части образцов, можно условно принять, что слой снега мощностью 40 см лежит на поверхности земли в течение 6 месяцев в году. Коэффициенты экранирования были посчитаны основываясь на экспоненциальном понижении потока нейтронов с глубиной, используя длину ослабления 109 г/см" для высокоэнергетичных нейтронов (Zweck et al., 2013). Значение плотности снега - 0,3 г/см" .
Расчет времени экспозиции по 10Ве Время экспозиции по Be было рассчитано из концентраций Be, нормализованных после контрольной поправки, с учетом коэффициента экранирования от снежного покрова, и с предположением, что разрушение породы с момента выхода из-под уровня моря отсутствовало. Использовались скорости образования Be для Арктического региона по Young et al. (2013), которые были применены в онлайн-калькуляторе CRONUS-Earth online calculator (Balco et al., 2008; http://hess.ess.washington.edu/), используя временно-независимую модель no Lai (1991) I Stone (2000). В расчетах времени экспозиции не принималось во внимание изменение высоты в результате общего поднятия каждой точки. В целом, поправка на изменение высоты не дала бы значительных изменений в датировке.
Современные изменения относительного уровня моря и вертикальные движения земной коры
В пределах Русской плиты докембрийский фундамент древней Восточно-Европейской платформы перекрыт осадочным чехлом горных пород преимущественно палеозойского и мезозойского возраста. Чехол на разных участках обладает различной мощностью, постепенно увеличиваясь от Балтийского щита на восток. Четвертичные отложения, к примеру, аккумулировались в относительно пониженных блоках, соответствующих заливам, интенсивнее в поднятых блоках полуостровов. К примеру, на Онежском полуострове их мощность составляет 20-30 м, а в пределах Двинского залива - 100-150 м (Государственная..., 2003). Рельеф ее спокойный, холмистый и пологоволнистый; высоты в пределах побережий не превышают 150-200 м.
Фундамент Русской плиты в северной ее части разбит рифейской палеорифтовой системой Белого моря, продолжающейся от Балтийского щита до границы Восточно-Европейской платформы с Тимано-Печорской плитой. Палеорифтовая система Белого моря состоит из четырех субпараллельных рифтовых ветвей: Онежско-Кандалакшской (Кандалакшско-Двинской), Керецко-Пинежской, Чапомо-Лешуконской и Понойско-Мезенской (Баренцево- морской), разделенных соответственно Архангельским, Товским и Кулойско-Мезенским выступами кристаллического фундамента (Baluev et al., 2009a,b). Глубина погружения фундамента в центральной части палеорифтовой системы составляет, по новым данным (Baluev et al., 2009b), до 8 км, что сопоставимо с современным Байкальским рифтом. На неотектоническом этапе произошла активизация рифтовой системы Белого моря. Она, в частности, выразилась в относительном погружении дна Кандалакшского залива и других впадин Белого моря, отделяющих Русскую плиту от Балтийского щита. Тектоническая впадина современного Кандалакшского залива Белого моря наследует и возрождает рифейский грабен, о чем свидетельствуют активные относительные опускания Онежско-Кандалакшского палеорифта в новейшее время по сравнению с Балтийским щитом. Данные датирования донных отложений для определения точных скоростей вертикальных движений земной коры неизвестны, однако существуют предположения, что осевая северо-западная часть Онежско-Кандалакшского рифта испытывает новейшее опускание (Зыков и др., 2008, Zaretskaya et al., 2009). В любом случае, борта рифта - современные активные разломы; особенности и причины возрождения движений по ним подробнее рассмотрены в разделе 3.1. Горло Белого моря, также отделяющее Русскую плиту от Балтийского щита, также заложено по дугообразному разлому (Baluev et al., 2009b).
Несмотря на то, что палеорифты Белого моря продолжаются и на сушу в пределах Русской плиты, дифференцированные движения на восточных побережьях Белого моря значительно меньше, чем на Балтийском щите. Тем не менее, они заметны: к примеру, побережья Онежского полуострова, в частности, в районе пос. Пертоминск, по данным датирования озерных донных колонок в понижениях между поднятыми береговыми валами (Репкина и др., в печати) поднимаются быстрее (2 - 3,2 мм/год), чем побережье Двинского залива в районе дельты Северной Двины (-0,5-2 мм/год) по данным анализа датировок переходных отложений в скважинах и обнажениях островов дельты (Zaretskaya et al., 2009).
Восточная часть Русской платформы, в целом, испытывает некоторую связь с новейшим тектоническим развитием Балтийского щита: во-первых, средние скорости поднятия в западной части, близкой к нему, в целом, выше, чем в восточной; во-вторых, как и на Балтийском щите, на Русской плите максимум темпов тектонического поднятия пришелся на период 10-8 тыс. лет, в отличие от, к примеру, полуострова Ямал, где в это время наблюдался, напротив, минимум скоростей.
В целом, средняя скорость поднятия Русской плиты за весь голоцен составила от 1,3-1,4 мм/год в восточной части до 2,5 мм/год в западной. Наибольшими скоростями характеризовался поднятый вытянутый блок Онежского полуострова. Тимано-Печорская плита В тектоническом смысле Тимано-Печорская плита представляет собой эпибайкальскую плиту, расположенную на крайнем северо-востоке Европейской части России. С запада и юго-запада она ограничена Западно-Тиманским краевым швом, с востока - Уральской складчатой системой и Пайхойским поднятием, с севера раскрывается в сторону шельфа Баренцева моря
Фундамент Тимано-Печорской плиты сложен позднепротерозойскими осадочно-метаморфическими породами с эффузивными и интрузивными образованиями. Он перекрыт осадочным чехлом мощностью от 6 км в пределах платформы и 8-12 км во впадинах Предуральского краевого прогиба.
Тимано-Печорская плита включает Тиманское поднятие, Печорскую синеклизу, Канинскую складчатую зону и другие структуры, частично или полностью скрытые под водами южной части Баренцева моря (Геология СССР, 1958). Для Тимано-Печорской области характерен пологий холмистый рельеф, абсолютные высоты в среднем не превышают 100-150 м над уровнем моря.
В неотектоническом отношении Тимано-Печорская плита, по-видимому, - самая спокойная область Российской Арктики. В ее пределах существуют локальные области поднятия, к примеру, осевая часть п-ова Канин, где обнажаются породы рифея и остров Колгуев, где фрагментарно вскрываются меловые образования и присутствует раннеголоценовая 10-метровая и позднеголоценвая 3-метровая морские террасы (Барановская, Матвеева, 1976). Тем не менее, средняя скорость вертикальных движений Тимано-Печорской плиты составляет всего 1,4 мм/год, как в восточной части Русской плиты. Судя по графикам изменения скоростей во времени, повторяющим друг друга (Рис. 20), Тимано-Печорская плита имеет сходное с Русской плитой голоценовое тектоническое развитие. Возможно, они обе испытали некоторое влияние гляциоизостатических процессов, поскольку во время максимума последнего оледенения могли покрываться ледниковым щитом (Svendsen et al., 2004). Тем не менее, гипотезе о влиянии гляциоизостазии на области, далекие от центра древнего ледника противоречит то, что Баренцевоморская область, которая тоже, по предположениям этого коллектива авторов, находилась в пределах области оледенения, в отличие от Тимано-Печорской и Русской плиты, в голоцене не поднималась, а, напротив, опускалась.
При любых механизмах новейших вертикальных движений Тимано-Печорской плиты заметно, что ее развитие протекало сходно с Русской плитой, однако здесь не прослеживается определяющего влияния глубинных разломов на рельеф; скорости новейшего поднятия и дифференцированность тектонических движений были невелики.
Ямало-Гыданская область Западно-Сибирской плиты Ямало-Гыданская область располагается в пределах молодой Западно-Сибирской плиты. Ее гетерогенный фундамент представляет собой огромную депрессию с крутыми бортами. Он состоит из дорифейских, байкальских, каледонских и герцинских блоков. Фундамент плиты перекрывает мезозойско-кайнозойский осадочный чехол, мощность которого в центральной части составляет до 5-6 км (Астафьев, Скоробогатов, 2006). Мощность же четвертичных отложений может достигать 250-300 м (Полуостров Ямал..., 1975).
Фундамент в пределах Ямало-Гыданской области разбит чередованием грабен-рифтовых структур, разломных зон и мегавалов. Наиболее крупные из них - Обский рифт, Колтогорско-Уренгойская рифтовая зона (Берниковский и др., 2013), Северо-Ямальский, Тамбейский, Сеяхинский, Нурминский, Бованенковский валы (Астафьев, Скоробогатов, 2006).
В целом, несмотря на значительную мощность рыхлых отложений, выравнивающих и нивелирующих неровности фундамента, на севере Западной Сибири устанавливается дифференцированный характер новейших движений на фоне слабого поднятия. Суммарная максимальная амплитуда их только за четвертичный период определяется величиной не менее 300—400 м. Однако интенсивность этих движений в западных и восточных районах северной части низменности различная. Поскольку отличия в истории тектонического развития приобских и приенисейских районов существовали еще в верхнем мелу и в палеогене, то, очевидно, новейшие движения являются унаследованными.
Приенисейские районы представляют собой более мобильные участки земной коры, в пределах которых формировались положительные структуры с амплитудами поднятия более 150 м над современным уровнем моря. По данным датирования береговых линий, средняя скорость Гыданского блока, действительно, превышает скорость Ямальского и составляет 3 мм/год. В приобских районах, особенно на Ямале, амплитуда молодых поднятий не превышает, по-видимому, 50—100 м. Скорость голоценовых тектонических движений составляет 1,8 мм/год. Даже мелководный шельф Карского моря, который также можно отнести к Ямало-Гыданской области, поднимается с небольшой скоростью 0,6 мм/год (Рис. 18). Затопленные береговые линии в его пределах находятся выше, чем эвстатический уровень моря во время их формирования.
Таким образом, север Западно-Сибирской плиты в неотектоническом отношении не един, а распадается на целый ряд блоков. Несмотря на то, что разрывные нарушения фундамента не выражаются прямо в крупнейших формах рельефа, зоны из динамического влияния, расширяясь, продолжаются до поверхности. Серии подобных субпараллельных трещин особенно хорошо проявляются здесь, поскольку мощность верхних, многолетнемерзлых, горизонтов рыхлых отложений на севере Ямала и Гыдана составляет до 300-400 м, а талые осадочные слои, на которых они лежат, уже подверглись уплотнению, поэтому трещины распространяются вверх по уплотненной, а потом и по мерзлой толще не намного хуже, чем в скальном массиве. На поверхности такие трещины проявляются в сети линеаментов, выраженных в ориентировке полигональных структур, спрямленных участков рек, цепочек озер и др. О связи линеаментной сети, а также новейших деформаций рыхлых отложений с глубинными разрывными нарушениями подробнее рассказано в разделе 3.2.
Традиционно считается, что в пределах Ямала и Гыдана отсутствуют морские террасы конца позднего плейстоцена и раннего голоцена, поскольку в это время уровень моря был значительно ниже сегодняшнего, а в тектоническом отношении территория стабильна. Тем не менее, в литературе можно обнаружить единичные данные о низких морских террасах этого времени, главным образом, в пределах Гыданской области и устьев Оби и Таза. К примеру, на о. Сибиряков были обнаружены морские террасы высотой 3,5 и 4 м возрастом 8070±130, 8920±360 и 12450±250 радиоуглеродных лет, соответственно (Гусев и др., 2013), а близ пос. Гыда - 4-метровая морская терраса возрастом 13600±150 радиоуглеродных лет (Григорьева, 1987). Кажется, что такие данные нелогичны: в это время эвстатический уровень моря был ниже современного на 60-110 м. В то же время, если рассмотреть амплитуды новейших вертикальных тектонических движений в среднем по Ямало-Гыданской области, полученные после вычитания уровня общемировой эвстатической кривой в каждом тысячелетии (Рис. 21), становится очевидно, что их значения закономерно и равномерно возрастают, как и для всех прочих континентальных областей (Рис. 15). Поэтому относительно небольшая скорость общего поднятия Ямала и Гыдана 2-2,5 мм/год в сочетании с погружением глубокого шельфа Карского моря приводит к тому, что одновозрастные береговые линии, действительно, оказываются разнесены более чем на сотни метров по высоте.
Мурманское побережье Баренцева моря
В ходе линеаментного и морфоструктурного анализа территории было выявлено, что для Балтийского щита в голоцене характерна, во-первых, значительная дифференцированность блоковых движений и заложение или активизация разрывных нарушений, а, во-вторых, общее сводовое поднятие территории.
Поскольку все эти особенности проявились после схода последнего, валдайского, оледенения, возникают вопросы о механизмах современного поднятия и активизации разрывных нарушений. Некоторые исследователи говорят о том, что голоценовые вертикальные движения Карелии и Кольского полуострова были полностью предопределены прогибанием литосферы под весом ледникового щита и последующим компенсационным гляциоизостатическим поднятием, другие отрицают роль гляциоизостазии в современном относительном поднятии и высокой сейсмичности Балтийского щита (подробнее см. ниже).
Нас, главным образом, заинтересовали механизмы, увеличивающие или снижающие скорость относительных перемещений по наиболее крупным разломам (выраженным на ключевых участках, изученных с помощью морфоструктурных методов), и степень влияния на них гляциоизостазии. Чтобы выяснить ее роль, было применено численное моделирование приложения и снятия нагрузки ледникового щита к находящимся под ним разрывным нарушениям.
Для ее создания использовался коммерческий программный продукт ABAQUS Version 6.1.2. (ABAQUS/Standard, 2002). Моделировалась литосфера, разделенная на эластичную верхнюю кору, вязкоэластичную нижнюю кору и вязкоэластичную мантийную литосферу (Рис. 61).
Мощность литосферы была оценена на основе интерпретации геофизических данных. Согласно анализу сейсмических профилей и палеомагнитным реконструкциям, самая мощная литосфера находится под центральной частью Кольского полуострова, уменьшаясь в бассейне Баренцева и Белого моря (Глазнев, 2001, 2005). По данным электромагнитного зондирования (Соколова, Варенцов, 2007), глубина нижней границы литосферы оценивается в 200-300 км. На основании подобных данных, мы приняли мощность литосферы в 220 км (Рис. 61).
Глубина границы Мохо, т.е., раздела между корой и мантией, оценивается по разным данным для разных районов Балтийского щита от 32 до 42 км (Кошечкин, 1979, Хаин, Ломизе, 1995, Глазнев, 2005, Шварцман, 2008, Ветрин, 2010). В модели была принята попадающая в данный интервал мощность земной коры в 40 км. Поскольку глубина очагов современных зарегистрированных землетрясений не превышает 20 км (Геология и минерагения..., 2007), кора, в свою очередь, разделена на верхнюю, хрупкую, или эластичную, мощностью в 20 км и нижнюю, вязкоэластичную, мощностью также в 20 км.
Для имитации астеносферы основание модели было сделано эластичным, и к нему были добавлены линейные амортизационные элементы (с механизмом, аналогичным пружинному), по своим выталкивающим параметрам соответствующим расплавленному мантийному веществу.
Верхняя кора была рассечена девятью разломами (Рис. 62). Плоскость сместителя вложена в верхнюю кору в виде контактных поверхностей раздела (например, Hetzel and Hampel, 2005; Hampel et al., 2009). Начало скольжения вдоль поверхности разлома определяется критерием оценки разрушения Кулона-Мора т = С+доп, где т - касательное напряжение, С -коэффициент сцепления, \х - коэффициент трения, а оп - нормальное напряжение. По методике, разработанной А. Хампель и Р. Хетцелем (Hampel and Hetzel, 2006, Hampel et al., 2009), коэффициент трения \x принимался равным 0,4, а коэффициент сцепления - равным нулю.
Разломы соответствуют наиболее крупным региональным разрывным нарушениям Кольского полуострова, которые были заложены или реактивированы в новейшее время (Врачинская, Егорова, 1959, Геологическая карта СССР, 1975, Хаин, Ломизе, 1995, Ассиновская и др., 1996, Балаганский и др., 2001, Пожиленко и др., 2002, Богданов и др., 2003, Костин и др., 2003, Авенариус, 2004 и т.д.). Самый северный из них (разлом 1) соответствует линии Карпинского, протягивающейся вдоль Мурманского побережья Баренцева моря, описанной в разделе 3.1.1, с преобладающими механизмами сброса. Разломы 2 и 3 сформировались в дочетвертичное время как взбросы; в течение неотектонического этапа они были реактивированы (Богданов и др., 2003, Костин и др., 2003 и т.д.), в результате чего вдоль их простирания образовались свежие линейные тектонические формы (уступы и др.). Разломы 4 и 5 соответствуют северо-восточной и юго-западной границам Онежско-Кандалакшского рифта (см. раздел 3.1.2), соответственно. У них преобладает сбросо-сдвиговая кинематика. Разлом VI прослеживается под четвертичными отложениями северной части Русской платформы. Разлом V2 соответствует системе древних субмеридиональных и ССЗ разломов северной Карелии, реактивированных в течение позднего плейстоцена и голоцена, выделенных нами при линеаментном и морфоструктурном анализе ключевого участка на Карельском берегу Белого моря (Рис. 36). Разлом V3 - продолжение этой зоны на север, на Кольский полуостров. Разлом V4 расположен в северной части Кольского полуострова; он может считаться краевой ветвью Скандинавской серии разломов ССВ-ЮЮЗ направления, активных в постледниковое время (например, Мбгпег, 1978, Lagerback, 1979).
Строение дизъюнктивной сети и дифференцированные движения земной коры на примере северной части полуострова Мамонта
Первый признак, наталкивающий на подобные размышления, - практически полное отсутствие рыхлых отложений на всей территории. Мощность их не превышает 2-3 м даже в котловинах. Второй признак - наличие крутых (до 80-90) уступов в области распространения очень податливых кливажированных алевролитов и аргиллитов атырдахской и тиксинской свиты нижнего и среднего карбона, буквально рассыпающихся в руках при попытке их отколоть. Для того, чтобы в подобных породах образовались такие свежие и четкие уступы, рвы, ущелья, необходимо тектоническое поднятие, поскольку при стабильном состоянии или опускании все подобные свежие тектонические формы были бы быстро разрушены и сглажены морозобойным растрескиванием и морозным выветриванием, интенсивным в Арктике, и снивелированы склоновыми процессами. Возможно, подобным механизмом и объясняется наличие абсолютно плоского ровного днища котловины озера Севастьян по соседству с высоким и значительно расчлененным северным окончанием Приморского кряжа. Равнина оз. Севастьян могла отставать от блоков Приморского кряжа в поднятии, в результате чего ее некогда расчлененный рельеф был разрушен денудацией. Датирование донных отложений озера подтверждает гипотезу об относительной стабильности котловины озера Севастьян в новейшее время. Таким образом, равнину к северу от озера можно считать своего пода педипленом, развивашимся у подножия Приморского кряжа в условиях преобладания денудации.
Скорее всего, несмотря на средние голоценовые темпы поднятия, в течение всего тектонического этапа территория претерпела интенсивное воздымание, поскольку для создания контрастного тектонического рельефа в области развития легко разрушающихся кливажированных песчаников и аргиллитов необходимы значительные темпы восходящих движений. Кроме того, практически полное отсутствие рыхлого чехла здесь также говорит о направленном поднятии. Вероятно, оно было высоким начиная с неогена, и постепенно уснижалось к голоцену. Новейшие вертикальные движения в районе пос. Тикси, скорее всего, были дифференцированными со стабильным положением денудационных равнин и восходящими движениями интенсивно раздробленных горных кряжей.
Ближе к побережью, интенсивность голоценовых восходящих движений падает. Кроме того, непосредственно в прибрежной зоне на сегодняшний момент может наблюдаться и некоторое тектоническое опускание (Имаев и др., 2000). Вероятно, дно губы Буор-Хая испытывает еще большее погружение, после общего подъема в течение всего неотектонического этапа. По-видимому, этот процесс связан с продвижением рифтовой системы днра моря Лапетвых на юг и увеличением ее влияния на тектонические вертикальные движения земной коры. Примером опускающейся территории может служить расположенный напротив пос. Тикси в акватории губы Буор-Хая остров Муостах, который потерял за последние 62 года более 20% своей площади за счет термоабразии, особенно сильной в результате общего опускания острова (Giinther et al., 2015).
По морфологии блоки были разделены на плоские, округловершинные и значительно расчлененные. В зависимости от гипсометрического положения и интенсивности предполагаемых новейших вертикальных движений округловершинные и значительно расчлененные блоки были, в свою очередь, разделены на слабо поднятые, средне поднятые и значительно поднятые. Кроме того, на схеме показаны выделенные линеаменты 1 порядка и главные линеаменты различных типов, места обнаружения окатанной гальки и т.д.
Наиболее характерная черта морфоструктурного плана территории, сразу бросающаяся в глаза при взгляде на схему - наличие грабенообразных понижений меридиональной и северо-восточной ориентировки, ограниченных линеаментами. Днище такого понижения - Севастьяновского грабена и занимает котловина озера Севастьян. Два других грабена - современный грабен Сого и грабен полярной станции Тикси -соединены между собой и также ограничены сбросами. К югу от изучаемой территории расположено еще несколько подобных грабенов, ориентированных, как и Севастьяновский грабен, с севера на юг (Имаев и др., 2000).
Грабен Сого, как уже было показано, изменил свою форму с палеогенового времени, что свидетельствует о наличии относительных перемещений вдоль сбросов, образующих его борта, в течение неотектонического этапа.
Все перечисленные морфоструктуры можно считать стабильными, поскольку денудация успела выровнять их поверхность до состояния плоской цокольной равнины (см. выше).
Поскольку отсутствие на цокольных предположительно абразионных террасах на склонах сопок материала, пригодного для датирования, не позволяет получить информацию о скоростях относительного поднятия воздымающихся блоков, они были разделены по степени рассеченности линеаментами и по форме на округловершинные и значительно расчлененные. В пределах таких воздымающихся блоков на цокольных террасах и были обнаружены слои окатанной гальки, предположительно морского происхождения, поднятые на высоту до 150 м комбинацией вертикальных движений суши и абсолютных колеабний уровня моря.
Наиболее интенсивно поднимающимся блоками можно предположительно считать гору Столовая, поскольку она принадлежит к области распространения более хрупких пород тиксинской свиты и, тем не менее, достигает высоты более 300 м, как и кряж Кунга, сохраняя не сглаженную выветриванием и склоновыми процессами форму.
Район поселка Тикси находится на побережье губы Буор-Хая, являющейся частью Лаптевоморской континентальной окраины. Она продолжает с юга Евразийский бассейн Северного Ледовитого океана, сформировавшийся в результате спрединга ультрамедленного хребта Гаккеля, по которому проходит граница Евразийской и Североамериканской литосферных плит (Chapman et al., 1976, Grachev, 1973, Fujita et al., 1990a). Природа и особенности хребта Гаккеля и его южного окончания, погребенного рифта Гаккеля изучены достаточно подробно (Fujita et al., 1990а, Секретов, 1999). Ширина данной структуры - 50-60 км. К югу от 78.5с.ш. спрединговый центр хребта Гаккеля меняет свою ориентировку и поворачивает к востоку, где сочленяется с пассивно-трансформной континентальной окраиной моря Лаптевых около77.5с.ш. и между 128и 131в.д. (Секретов, 1999) перпендикулярно Хатангско-Ломоносовскому трансформному разлому. Предполагается, что спрединг никогда не продвигался далее к югу, на Лаптевоморскую континентальную окраину (Drachev, 1998)