Текст книги "Строение и история развития литосферы"

Ю.Г. Леонов[94]94
  Геологический институт РАН, Москва, Россия


[Закрыть], М.Д. Хуторской[95]95
  Геологический институт РАН, Москва, Россия


[Закрыть]
Желоб Орла (Стурё) – элемент новейшей геодинамики внешней зоны Баренцевоморского шельфа

Аннотация

Приводятся результаты измерения теплового потока в северной части Свальбардской плиты вблизи архипелагов Земля Франца-Иосифа и Шпицберген и геодинамическая интерпретация полученных данных. Измерения выполнялись с помощью новой модификации геотермического зонда «ГЕОС-М». Получено 7 измерений на полигоне «ЗФИ» и 20 – на полигоне «Шпицберген». На первом из полигонов вариации теплового потока от 30 до 85 мВт/м² связаны как с тектонической активизацией трога Франц-Виктория, так, возможно, и со структурно-теплофизическими неоднородностями в разрезе осадочного чехла. Аномальные значения теплового потока (от 120 до 519 мВт/м²), измеренные в троге Орла (Стурё) (восточнее Северо-Восточной Земли архипелага Шпицберген), в сочетании с другими геологическими данными, свидетельствуют о развитии здесь рифтовой зоны, вызывающей деструкцию континентальной коры в зоне взаимодействия континентальной и океанической литосферы. Исследования проводились при финансовой поддержке Норвежского нефтяного директората, Президиума РАН, Отделения наук о Земле РАН и РФФИ.

1. Вводные замечания: район и организация работ, измерительная аппаратура, геотермическая характеристика акватории Баренцева моря

Свальбардская континентальная окраина, включающая, кроме шельфа и континентального склона, также островную сушу архипелага Шпицберген (Свальбард), представляет собой северо-западную часть более крупного элемента – Баренцевоморской континентальной окраины. Эта область привлекает внимание во многих отношениях. В том числе она дает интереснейший материал для изучения вообще слабо исследованного вопроса, и в особенности для пассивных окраин, о взаимосвязи тектонических процессов в континентальной и океанической литосфере.

Одним из опорных источников информации о тектонике и геодинамическом режиме этой области служат геотермические данные. В этой связи в 2007 году, в ходе экспедиции, проведенной Геологическим институтом РАН на НИС «Академик Николай Страхов» в рамках программы МПГ 2007/08, выполнена геотермическая съемка на двух полигонах в неизученных ранее районах шельфа Баренцева моря: к западу от архипелага Земля Франца-Иосифа (полигон ЗФИ) и к востоку от о-ва Северо-Восточная Земля архипелага Шпицберген (полигон Шпицберген) (рис. 1). Параллельно с геотермической съемкой, в ходе упомянутой экспедиции и на тех же объектах проведено детальное исследование рельефа морского дна и верхней части осадочного чехла; соответствующие данные, важные и для рассматриваемого в данной статье исследования, приведены в предыдущей статье настоящего сборника (А.В.Зайончек и др.).

Экспедиция была проведена при финансовой поддержке Норвежского нефтяного Директората, программы Президиума РАН («Фундаментальные проблемы океанологии», проект «Сравнительное изучение эволюции и современной структуры континентальных окраин Восточной Атлантики и Арктики») и программы Отделения наук о Земле РАН («История формирования бассейна Северного Ледовитого океана и режим современных природных процессов Арктики»), а также проекта РФФИ № 05-05-00016. Результаты исследования в более сжатом варианте опубликованы в работе (Хуторской и др., 2009); здесь эти материалы изложены с дополнениями.

Рис. 1. Геотермическая изученность Баренцевского региона. Точки – станции измерения и значения теплового потока (мВт/м²); оконтурены районы работ 25-го рейса НИС «Академик Николай Страхов»: полигоны ЗФИ (см. рис. 3) и Шпицберген (см. рис. 4).

Геотермическая изученность Баренцевоморской плиты, в особенности ее Свальбардской части, до настоящего времени остается невысокой.

Впервые геотермические работы были выполнены по профилю п-ов Рыбачий – Земля Франца Иосифа в 1976 году во время 23-го рейса НИС «Академик Курчатов» (Методические…, 1983). Применявшаяся тогда аппаратура (одноканальный автономный термоградиентограф ПТГ-3МТБ) не позволяла фиксировать ряд таких важных параметров, как придонная температура воды, угол вхождения зонда в донные осадки, форма термограммы. Относительная погрешность измерений оценивалась в 30–40 %. Полученные записи не позволяли отфильтровать степень влияния экзогенной волны, обусловленной периодическими колебаниями температуры у дна и придонными течениями.

В 1980-е годы, в связи с развитием бурения в Арктике, были получены первые кондиционные измерения теплового потока по термокаротажным данным в Баренцевом и Карском морях (Цыбуля, Левашкевич, 1992) и данные по оценке значений градиентов температуры и теплопроводности пород. Впоследствии эти данные были уточнены (Левашкевич, 2005). В те же годы Геологическим институтом КНЦ РАН были получены измерения теплового потока в южной и центральной частях Баренцева моря двухканальным автономным зондом ТГЦП. Площадные наблюдения сопровождались режимными наблюдениями за температурой морского дна на нескольких опорных станциях. Это позволило с помощью специально разработанного алгоритма (Левашкевич, 2005) оценить глубинную компоненту теплового потока и количественно учесть влияние периодических колебаний температуры дна.

Анализ имеющихся на сегодняшний день скважинных и зондовых измерений позволяет говорить о тенденции повышения теплового потока в северо-восточном и северо-западном направлениях (см. рис. 1). Так, на севере Балтийского щита среднее значение теплового потока составляет 54 мВт/м², в районах Северо-Баренцевской впадины и Центрально-Баренцевского поднятия – 70 мВт/м². Такой тренд теплового потока можно объяснить влиянием тектонических процессов в коре Баренцевоморской плиты, омоложение которых происходит в северном направлении. Авторы ранее уже высказывали предположение о связи этого явления с развитием рифтогенеза (Хуторской и др., 2003).

Работы в описываемом рейсе НИС «Академик Николай Страхов» выполнялись с помощью новой модификации известной и апробированной серии геотермических зондов «ГЕОС» – зондом «ГЕОС-М». Зонд предназначен для автоматичного высокоточного измерения температуры донных осадков; градиента температур и теплопроводности осадков на четырех измерительных базах; гидростатического давления (глубины); температуры воды; угла внедрения зонда в осадки (отклонения от вертикали); определения на основе полученных данных глубинного теплового потока через дно акватории. Кроме того, зонд позволяет осуществить вертикальное температурное зондирование водной толщи. По кабель-тросу осуществляется управление процессом измерения, вся получаемая информация поступает в набортный компьютер.

2. Данные о тепловом потоке на полигоне ЗФИ

Не повторяя полного описания результатов работ на полигоне ЗФИ, приведенных в статье (Хуторской и др., 2009), остановимся на двух моментах.

Первое. На полигоне выполнено семь измерений теплового потока и температуры в толще воды (табл. 1).

Таблица 1. Результаты измерений теплового потока на полигоне ЗФИ

В результате измерений температуры водной толщи был обнаружен слой отрицательных температур в интервале глубин 30–80 м и изотермическая зона при глубинах более 370–380 м (рис. 2). Таким образом, была определена минимальная глубина (приблизительно 370 м), при которой возможно измерять тепловой поток. При меньших глубинах сказывалась «неизотермичность» водной толщи, что обусловливало нелинейность термограммы в донных осадках и, соответственно, увеличение погрешности при оценке теплового потока. Поэтому для измерения теплового потока при глубинах 370 и более метров имелось ограниченное количество точек (рис. 3). На большинстве станций его можно было рассчитать только по показаниям температуры самых нижних баз зонда.

Рис. 2. 3D-блок-диаграмма распределения температуры воды на полигоне ЗФИ

Рис. 3. Измерения теплового потока на полигоне ЗФИ (показаны треугольниками). Точками показаны три значения теплового потока (мВт/м²), полученные при термическом каротаже в скважинах (с запада на восток): «Нагурская» (о. Земля Александры), «Хейса» (о. Хейса) и «Северная» (о. Грэм-Бэлл).

Для полигона Шпицберген, где наиболее интересные результаты получены при замерах теплового потока на существенно больших глубинах, эта проблема не имеет решающего значения.

Второе. В целом, на полигоне отмечаются фоновые для Баренцевоморской плиты значения теплового потока (см. табл. 1). Однако два высоких значения (88 и 97 мВт/м²) наблюдаются в точках, лежащих на линии северо-восточного простирания в пределах пролива (желоба) Франц-Виктория. С ними соседствуют две точки, отличающиеся пониженными значениями теплового потока (30–35 мВт/м²) (см. рис. 3). Этих данных (плотности отмеченных точек) недостаточно для того, чтобы судить о конфигурации в плане элементов с высоким и пониженным тепловым потоком. Можно лишь предположить, что разделяющая их резкая градиентная зона маркирует борт желоба Франц-Виктория.

Указанных данных маловато, чтобы определенно судить об источниках и причинах повышенных значений теплового потока. В нашей предыдущей статье (Хуторской и др., 2009) высказана мысль о возможной их связи с залегающими на глубине эвапоритами, районы развития которых характеризуются подобными резкими вариациями значений теплового потока. Теплопроводность каменной соли высока – 5,0–5,5 Вт/(м·К), что в 3–4 раза превышает теплопроводность вмещающих терригенных пород, которая равна 1,6–2,0 Вт/(м·К). Такой резкий контраст теплопроводности, а также крутые углы наклона границ раздела сред, при наличии соляных куполов, обусловливают перераспределение глубинного теплового потока (Хуторской и др., 2004). Если допустить существование куполов на изученной площади полигона «ЗФИ», то станции замеров теплового потока со значениями 88 и 97 мВт/м² могли бы относиться к апикальным частям куполов, а станции со значениями 30–35 мВт/м² – к межкупольным зонам.

Отправным пунктом для такого рассуждения послужили работы (М. Верба, 2008; В. Верба и др., 2004), в которых, с помощью плотностного моделирования по линии меридионального профиля МПВ Север-86, пересекающего зону перехода от океана к шельфу, включая континентальный склон, на площади к северу от ЗФИ, обосновывается наличие эвапоритового комплекса верхнемелового возраста на глубинах в несколько километров.

Тем не менее, высказанная нами версия о связи особенностей теплового потока с соляной тектоникой на исследованной площади должна рассматриваться как вариант не лишенный оснований, но пока, до получения дополнительных данных, гипотетический и, во всяком случае, не единственно возможный. Дело, прежде всего, в том, что указанный вывод В.В. Вербы с соавторами и М.Л. Вербы сделан для другого по своей природе тектонического элемента – осадочного бассейна (получившего название «периокеанического прогиба Брусилова») с аномально низкими (-55 мГл) значениями поля силы тяжести (в редукции в свободном воздухе), вытянутого вдоль бровки континентального склона (то есть вдоль границы континент – океан) к северу от о-вов ЗФИ. Он относится к системе структур, маркирующих, по мнению названных авторов, пассивную окраину континента, и обладает совокупностью характерных для пассивных окраин признаков, включая типичное для них развитие эвапоритов.

Желоб Франц-Виктория ориентирован, как и другие желоба внешней зоны Баренцевоморского шельфа, субмеридионально (то есть, в целом, ортогонально простиранию упомянутого бассейна и континентального склона). Наличие эвапоритов здесь пока не подтверждено. Что касается аномального поля силы тяжести, то оно, в очевидном контрасте с предполагаемым эвапоритовым бассейном (прогибом Брусилова) в зоне континентального склона, близко к нулевым значениям. В работе (М. Верба, 2008) подчеркивается, что прогиб Брусилова не имеет аналогов на прилегающих акваториях. Не отвергая на современном уровне изученности идею о соляной природе наблюдаемой тепловой аномалии, всё же в рассматриваемых нами структурах, включая и желоб Франц-Виктория, логичнее видеть элементы иной природы – систему молодых структур, образовавшихся в процессе последнего – новейшего этапа деструкции континентальной коры. Повышенный тепловой поток может служить одним из выражений этого активного ныне, или в недалеком геологическом прошлом, процесса. К этому вопросу нам ещё придется вернуться позже.

3. Полигон Шпицберген: желоб Орла (Стурё)

Объектом изучения на полигоне «Шпицберген» был желоб Орла (Стурё) – элемент рельефа дна хорошо выраженный в батиметрии, но почти не изученный в остальных отношениях. Он простирается от архипелага Короля Карла на юге до начала континентального склона Котловины Нансена на севере между относительными повышениями дна в районах о-ва Белый на востоке и о-ва Северо-Восточная Земля на западе. Название желоба варьирует в разных источниках. В работах (Лукина, Патык-Кара, 2002; Митяев и др., 2007) он носит название «желоб Орла» и «грабен Орла»; это же название принято в статьях участников упоминавшегося выше рейса НИС «Академик Николай Страхов» (см. статью Зайончек и др. в настоящем сборнике). В то же время, еще раньше в отечественной литературе он описывался под названием «желоб Стуре» (или Стурё) по имени расположенного поблизости от него острова Стурейа (Storoya) (Мусатов, 1996, 2004; Ласточкин и др., 1992). Дополнительную путаницу вносит и то, что под таким же названием (Стуре) упоминается грабен широтного простирания, находящийся в основании осадочной толщи континентального склона на площади между архипелагами Шпицберген и ЗФИ и по возрасту относящийся к начальным этапам раскрытия Евразийского бассейна и спрединга хребта Гаккеля (Батурин, 1987). Поэтому, во избежание неясностей, в данной статье используется двойное название – «желоб Орла (Стурё)».

Детальные данные по рельефу дна и строению верхних горизонтов осадочного чехла (на глубину нескольких сот метров) приведены в статье А.В.Зайончека и др. Желоб представляет собой узкую, выраженную в рельефе дна депрессию меридионального простирания. Высота стенок депрессии составляет до 400 м, а дно расположено на глубине 470–520 м и еще более углубляется с выходом к континентальному склону. По простиранию желоб выражен на протяжении почти 200 км при ширине обычно в первые десятки (до 50) километров.

Тектоническая природа этой структуры была не ясна, и в литературе о ней имеются лишь отрывочные данные. Определяющее значение для решения этого вопроса сыграли проведенные в районе желоба геотермические исследования.

Распределение температуры в водной толще здесь аналогично описанному на полигоне ЗФИ.

В желобе и на его продолжении в пределах континентального склона было выполнено 20 измерений теплового потока (рис. 4), принесших, без преувеличения, «сенсационные» результаты. Тепловой поток составляет от 300 до 520 мВт/м², что почти в 10 раз выше уровня фонового теплового потока для Баренцева моря (табл. 2).

Таблица 2. Результаты измерений теплового потока на полигоне Шпицберген

Рис. 4. Станции измерения и значения теплового потока (мВт/м²) на полигоне «Шпицберген»

Идеальная форма записи температуры датчиков в грунте (рис. 5) не оставляет сомнений в достоверности полученных результатов. На всех «аномальных» станциях термограммы имеют линейную или близкую к линейной форму. Это свидетельствует о чисто кондуктивной природе измеренного теплового потока. Искривление термограмм, что свидетельствовало бы о конвективной разгрузке глубинного флюида, здесь не наблюдалось.

Рис. 5. Динамика распределения температуры в грунте

Аномально высокий тепловой поток характерен для всего желоба Орла (Стурё) и для его продолжения на континентальном склоне до изобаты 1200 м. Только при больших глубинах отмечается снижение теплового потока, хотя и на глубине от 1400 м до 1870 м измерены повышенные относительно фоновых значения – 89 и 90 мВт/м² (близкие, как можно видеть, к полученным на полигоне ЗФИ в желобе Франц-Виктория в пределах шельфа).

Экстраполяция температур в нижнее полупространство показывает, что на глубине около 8 км под дном моря в желобе могут быть встречены солидусные температуры (при расположении точки Кюри на глубинах 4–4.5 км) (рис. 6, 7). Это говорит о том, что деструкция континентальной коры произошла на всю ее мощность, и горячее мантийное (?) вещество внедрилось в фундамент, а возможно проникло в нижние слои осадочного чехла. Отсутствие признаков конвективной разгрузки глубинного тепломассопотока на дне может быть обусловлено накоплением терригенного и моренного материала, который экранирует или затушёвывает эффект проявления зон разгрузки флюидов в придонный слой. Впрочем, принимая во внимание наличие современных гидротерм на Шпицбергене, на суше (о них будет сказано дальше), нельзя исключить, вероятно, и того, что признаки субаквальной разгрузки пока просто не обнаружены. Для решения вопроса о степени выноса глубинного материала целесообразно проведение гидрохимического опробования придонных слоев с целью анализа индикаторов мантийного тепломассопереноса (3Не/4Не и др.).

Рис. 6. 2D-температурные профили (°С) через желоб Орла (Стурё)

Рис. 7. 3D-диаграмма: изотермические поверхности (границы) в желобе Орла (Стурё): 140 °C – катагенеза, 570 °C – точки Кюри, 1200 °C – солидуса

4. Обсуждение результатов: желоб Орла (Стурё) в системе структур внешней зоны шельфа Баренцева моря

Морфология желоба Орла (Стурё), а также полученные впервые для этой структуры геотермические данные показывают, что желоб имеет тектоническую природу. Это, скорее всего, рифт, затрагивающий земную кору на всю ее мощность и находящийся сейчас в активной фазе развития.

Полученные данные выглядят еще значительнее, если посмотреть на них в контексте более общей проблемы деструкции края континента (Свальбардской, Северо-Баренцевоморской окраины) и на фоне других относящихся к этой проблеме явлений.

Для анализа этого вопроса особое значение, в совокупности с результатами геотермических исследований, имеют также следующие группы данных.

Во внешней зоне шельфа Баренцева моря, кроме желоба Орла (Стурё), развита система желобов (или трогов), выраженных в рельефе дна. Они ориентированы меридионально, ортогонально к краю шельфа и углубляются (раскрываются) по направлению к континентальному склону. Это хорошо известные желоба Воронина, Святая Анна, Франц-Виктория (напомним о точках с аномально высокими значениями теплового потока в его пределах, о которых говорилось выше), а также менее крупные структуры – желоба Британский канал во внутренней части архипелага Земли Франца Иосифа и Хинлопен в архипелаге Шпицберген. Несмотря на то, что перечисленные желоба давно известны, единодушия в понимании их природы до сих пор не достигнуто: их считают эрозионными (в том числе эрозионно-экзарационными, возникшими за счет выпахивания ледником) или (в последнее время чаще) тектоническими образованиями типа грабенов или рифтов (Богданов, 2004; Мусатов, 2004; и др.) (вариант, по (Мусатов, 1996): тектоническое происхождение, подчеркнутое эрозионно-экзарационными процссами).

Желоб Орла (Стурё) занимает в этом ряду западное положение, если и не крайнее западное, то близкое к нему. От широких и протяженных желобов, перечисленных выше, он отличается значительно меньшими размерами в плане, и по своим морфологическим характеристикам близок к структурам приблизительно такого же масштаба, наблюдаемым на островах архипелага Шпицберген, или, если говорить точнее, создающим каркас современной тектонической структуры в северной половине о-ва Западный Шпицберген. Имеются в виду, прежде всего, зоны разрывов и грабены субмеридионального простирания на суше и продолжающие их фьорды (с запада на восток: система фьордов Бокк-Фьорд и Вуд-Фьорд, Вейде-Фьорд, а также северная часть пролива Хинлопен, отделяющего о. Западный Шпицберген от о-ва Северо-Восточная Земля). Их продолжение в море, в районе к северу от побережья острова, из-за тяжелых условий мореплавания почти не изучено, но похоже, что они, аналогично желобу Орла (Стурё), выходят в область шельфа и, возможно, континентального склона. На карте мощности осадочного чехла, построенной по магнитным данным (Лихачев и др., 2003), на площади к северу от Шпицбергена, приблизительно до широты 820, т. е. с выходом уже на борт котловины Нансена, просматривается, правда с расплывчатыми очертаниями, меридиональная ориентировка отрицательных структур.

Этого же типа нарушения обнаружены на севере о. Северо-Восточная Земля (Попов, Маулини, 2008). С использованием метода радиолокационного изучения (профилирования) подледного рельефа здесь показано существование узкого трога Рийп-Фьорд, обусловленного разрывами. По заключению авторов, «ледник развивается по разлому, вырабатывая троговую долину»; наличие разлома предполагалось и раньше на основании геологических соображений. Это, по-видимому, еще одна структура (грабен?), стоящая в одном ряду с остальными меридиональными трогами данного сектора Свальбардской континентальной окраины.

Примечательно и то, что отмеченные структуры, будучи расположены ортогонально к северной кромке Баренцевоморского шельфа, ориентированы параллельно по отношению и к континентальному склону к западу от Шпицбергена, и к океаническому хребту Книповича – структурам связанным с раскрытием данного сектора Северной Атлантики. Такой структурный план позволяет предположить геодинамическое единство всей этой системы океанических (хребет Книповича) и континентальных (Шпицберген) структур.

Особое значение для понимания четвертичной и современной тектонической активности, в первую очередь рассматриваемых субмеридиональных грабенов и ограничивающих их систем разрывов, имеют молодые вулканы Шпицбергена. Вулканические аппараты этого возраста сосредоточены в северо-западной части о-ва Шпицберген вблизи заливов Бокк-Фьорд и Вуд-Фьорд.

По данным работы (Евдокимов, 2000), продукты излияний представлены лавами и пирокластикой субщелочных оливиновых базальтов. Изотопный возраст наиболее древних извержений определяется в интервале от 2.7±1 до 2.0±1 млн лет. Самые поздние извержения – совсем недавние: по геологическим данным (вулканогенный материал в морских террасах) они датируются временем не ранее 10 тыс. лет. В работе (Сироткин, Шарин, 2004) уточняется время последних двух эпизодов вулканизма в неоплейстоцене – голоцене, второй из которых, в основном в районе вулкана Сверре, датируется средним голоценом.

В этих же районах наблюдается современная гидротермальная деятельность, выраженная двумя группами ныне действующих термальных источников с обнаруженной заметной примесью мантийного гелия (Гидрогеология …, 1983; а также устное сообщение Б.Г. Поляка).

Показательны следующие характерные особенности вулканизма: (а) приуроченность проявлений вулканической и гидротермальной активности к зонам разрывов меридионального простирания; (б) присутствие в вулканическом материале ксенолитов мантийных пород, что служит показателем глубинности и масштабности процессов; (в) направленное изменение состава в сторону возрастания щелочности с юга на север и омоложение в этом же направлении возраста вулканизма, что рассматривается (Евдокимов, 2000) как следствие более общего процесса раскрытия Норвежско-Гренландского бассейна и бассейна Северного Ледовитого океана. Этот вывод подтверждается также указаниями на то, что севернее – на плато Ермак получены аномальные значения теплового потока и есть признаки возможного наличия подводных вулканов. В случае подтверждения этих данных, получится убедительная аналогия с наблюдениями в пределах желоба Орла (Стурё), свидетельствующая о сходных тенденциях развития этих структур.

Интересные в контексте обсуждаемого вопроса данные получены при сравнительном исследовании каменного материала, в основном пород базальтового состава, поднятого при драгировании в океане в осевой зоне и флангах хребта Книпповича, в том числе в ходе одного из упомянутых рейсов НИС «Академик Н.Страхов», и неоген-четвертичных вулканических пород северо-западного Шпицбергена (см. статью А.В. Соболева и Н.М. Сущевской в данном сборнике). В эволюции составов базальтов в неогене-квартере имеются признаки утонения или разрушения континентальной коры, отражающие, как и отмеченные выше данные по тепловому потоку, происходящую ныне деструкцию континентальной коры в краевой части шельфа.

По данным указанных авторов, главным источником неогеновых магм Шпицбергена был расплав, образовавшийся в условиях мощной континентальной литосферы, как результат реакции мантийного перидотита с веществом рециклированной древней океанической и нижней континентальной коры. Но с омоложением возраста (от неогена до современного) в источниках магматизма Шпицбергена, как и хребта Книповича, прослеживается последовательное уменьшение доли пироксенитового («континентального») компонента. Иными словами, наблюдается смещение состава магматических пород Шпицбергена из поля пироксенитовой мантии в случае неогеновых пород, в сторону поля океанической мантии (MORB, фланги и осевая зона хр. Книпповича) для четвертичных пород, что, в частности, наглядно видно на диаграмме составов оливина (см. рис. 6 из статьи А.В. Соболева и Н.М. Сущевской). Конечная, на сегодняшний день, стадия этого процесса представлена четвертичными щелочными базальтами Шпицбергена. Эта тенденция объясняется утонением или разрушением континентальной коры (литосферы).

Таким образом, система упомянутых структур – желобов, или трогов, обладает рядом общих черт. Не все они в полном наборе установлены в каждой конкретной структуре. Но, суммируя данные по совокупности структур, можно воссоздать обобщающую модель их строения, в достаточно полной степени обладающую признаками структур рифтового типа (морфология желобов; структура грабенов на суше; четвертичный, вплоть до голоцена вулканизм и современные термальные проявления; активная – «живая» современная тектоника) – признаками, отражающими процесс современной деструкции континентальной коры. Надо заметить, что это с большей или меньшей убежденностью предполагалось и ранее, но для доказательства не хватало решающих аргументов. Обнаружение аномально высокого теплового потока в желобе Орла (Стурё) сыграло роль такого решающего аргумента.

Вывод о связи формирования грабенов и всего описанного комплекса тектонических и магматических явлений с событиями плиоцен-четвертичного времени вписывается в представления о геологической истории рассматриваемой области, но также и дополняет её.

Неотектоника, четвертичная тектоника, современная тектоническая активность Баренцевоморского шельфа и его внешней зоны, интересующей нас в первую очередь, рассмотрены в многочисленных работах (Гусев и др., 2003; Дибнер, 1978; Крапивнер, 2007; Мусатов 1989, 1990, 1996, 2004; Шипилов и др., 2003, 2006); количество ссылок можно было бы многократно увеличить.

В развитии области отчетливо выделяется новейшая эпоха (неоген – квартер), предварявшаяся сильной эрозией более древних образований. Комплекс отложений неогена – квартера с угловым несогласием и глубоким размывом залегает на эродированной поверхности донеогеновых пород (Мусатов, 1990). Неоген или время, непосредственно ему предшествовавшее, ознаменовалось значительными тектоническими событиями в региональном и более общем масштабах.

С этим временем связано оформление общего геоморфологического облика территории, включая образование сводово-купольных, по Е.Е. Мусатову, поднятий архипелагов, являющихся реликтами донеогеновой поверхности.

К их числу относятся интенсивные дислокации, давно выявленные в западной части Шпицбергена. Для объяснения геодинамических условий их образования рассматривались различные схемы, но в большинстве из них эти дислокации связываются с процессами океанообразования или взаимодействия Гренландского и Свальбардского континентальных массивов.

О высокой интенсивности тектогенеза этого времени, затронувшего кору Шпицбергена, свидетельствует также постседиментационный метаморфизм палеогеновых каменных углей Западного Шпицбергена, для которых, по данным Ю.Я. Лившица, характерна «исключительно высокая степень их уплотненности и значительная (иногда почти до паровично-жирных) степень метаморфизма» (Лившиц, 1973, стр. 80). По этому признаку угленосные отложения Шпицбергена отличаются от одновозрастных (также угленосных) отложений смежных арктических территорий – Канадского архипелага, Новосибирских о-вов и прилегающих частей арктического побережья России и даже Гренландии, где они подверглись интенсивному контактному метаморфизму. К данным, приведенным Ю.Я. Лившицем, добавим, что всё это является признаком интенсивного прогрева коры в послепалеогеновое время.

Вместе с тем, в истории новейшей эпохи обособляется последний по времени этап, приблизительно соответствующий четвертичному периоду с особым тектоническим режимом и тектоническим планом (о точных возрастных рамках этого этапа судить трудно: иногда их расширяют до плиоцена – квартера, иногда сужают до позднего плейстоцена – голоцена). С ним, судя по всему, и связано образование системы описываемых грабенов.

Покров четвертичных осадков в разных частях Баренцевоморского шельфа представлен разными по возрасту горизонтами. В окрестностях Шпицбергена, например, он начинается с отложений эоплейстоцена (Гусев и др., 2003). Но в целом и здесь, и на остальной территории он практически повсеместно отделен от нижележащих отложений эрозионной поверхностью. Не менее, по-видимому, значительная, регионально выраженная и, вместе с тем, наиболее молодая эрозионная граница находится в основании толщи осадков среднего плейстоцена – голоцена.

Получен ряд данных, свидетельствующих об активном тектогенезе плиоцена и четвертичного периода, вплоть до современной эпохи, выразившемся в воздымании территории Баренцевоморского шельфа (и островной суши), сильном размыве и перестройке тектонического плана. Не претендуя на полноту, укажем некоторые из них.

Факт значительной эрозии подтверждается результатами изучения голоценовых донных осадков, поднятых в ряде пунктов (на севере Британского канала – колонка AF-0704 и в желобе Воронина – колонки AF-0708, AF-0716) во время экспедиции НЭС «Академик Федоров» в 2007 г. (Деревянко, Гусев, 2009). В них, в отложениях голоцена, обнаружены богатые спектры переотложенных спор пыльцы эоцена и неогена. Эти данные указывают на существование морского осадконакопления на Баренцевоморском шельфе в палеогене и неогене и их последующий, вплоть до полного уничтожения, размыв во внешней зоне Арктического шельфа России.