2. Ранцман Е.Я. Места землетрясений и морфоструктура горных стран. М.: Наука, 1979. 170 с.
3. Ранцман Е.Я., Гласко М.П. Морфоструктурные узлы - места экстремальных природных явлений. М.: Медиа-ПРЕСС, 2004. 223 с.
4. Геология СССР. М.: Недра, 1971. 742 с.
5. Маевский В.И. Дочетвертичный рельеф Калининской области // Уч. зап. Калинин. гос. пед. ин-та. 1969. Т. 68. С. 161-170.
6. Атлас Калининской области. М.: ГУГК СССР, 1964.
7. Средняя полоса Европейской части СССР. М.: Наука, 1967. 440 с.
8. Обедиентова Г.В. Основные особенности геоморфологии долины Волги в верховье // Вопр. палеогеографии и геоморфологии бассейнов Волги и Урала. М.: Изд-во АН СССР, 1962. С. 5-40.
9. Лехт Э.Е., Гудкова В Н. Геоморфология и гляциоморфология Калининской области (карта м-ба 1:500000) // Пояснит. зап. ПГО "Центргеология". М.: Госцентр "Природа", 1986. 25 с.
10. Сераев Н.А. Геоморфология территории истоков реки Волги // Уч. зап. Моск. обл. пед. ин-та. 1956. Т. ХЬУП. Вып. 6. С. 73-102.
11. Водохранилища Верхней Волги. Л.: Гидрометеоиздат, 1975. 290 с.
12. Мещеряков Ю.А. Схема неотектонического районирования центра Европейской части СССР // Геология СССР. М.: Недра, 1972. Т. 4.
13. Анисимова О.В., Короновский Н.В. Линеаменты центральной части Московской синеклизы // Геотектоника. 2007. < 4. С. 71-90.
14. Обедиентова Г.В. Строение и формирование долины Волги в геологическом прошлом и в настоящее время // История развития речных долин и проблемы мелиорации земель: Европейская часть СССР. М.: Наука, 1979. С. 61-66.
Ин-т географии РАН Поступила в редакцию
14.12.2007
RECENT BLOCK STRUCTURE OF THE EARTH'S CRUST IN THE UPPER VOLGA REGION
M.P. GLASKO, E.YA. RANTZMAN Summary
The MSR scheme of Upper Volga basin is compiled. The lay of the Volga valley is connected with the Earth's crust block structure of the region: the intersections of lineaments of the first and second orders - morphostructural junctions - are the places of the primary changes of valley direction. These junctions are characterized by high activity of deep and surface processes. Steadiness of valley direction and its geomorphologic structure are conditioned by lineament zone the valley is going along.
УДК 551.432(481-922.1)
© 2009 г. Д.С. ЗЫКОВ
НОВЕЙШИЕ ДЕФОРМАЦИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ АРХИПЕЛАГА ШПИЦБЕРГЕН (НОРВЕГИЯ)1
Район архипелага Шпицберген относится к сравнительно хорошо изученным территориям, на которых работали как отечественные, так и зарубежные исследователи. Благодаря их стараниям для района установлены основные особенности геоморфологического и геологического строения [1-4 и др.]. В частности, вдоль западного побережья о-ва Зап. Шпицберген, основного острова архипелага, изучена протяженная область деформаций, получившая название Западно-Шпицбергенской зоны дислокаций или Третичного складчато-надвигового пояса [5, 6 и др.]. Основное развитие этого пояса увязывают с коллизиями Свальбардской и Гренландской плит в процессе расши-
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 07-05-01158).
рения океанического ложа и их взаимных перемещений [7]. Возраст образования и развития деформаций оценивают в соответствии с мобилистическими концепциями в основном как палеогеновый. Считается, что после образования пояса в условиях коллизионного сжатия, вдоль западного побережья Шпицбергена преобладали условия растяжения и происходило образование и развитие соответствующих структур, имеющих в основном сбросовый характер.
Приоритет в классических геоморфо-лого-неотектонических исследованиях принадлежит отечественным ученым. В целом, ими, на основании прослеживания поверхностей выравнивания и морских террас, а также детального геоморфологического картографирования, установлено блоковое развитие архипелага на фоне его общего сводового поднятия за неотектонический этап [8, 9 и др.].
В гораздо меньшей степени, с точки зрения морфоструктурного развития, исследованы локальные деформационные структуры. В тоже время предпосылки для подобного анализа имеются. Прежде всего, это данные о наличии современной сейсмичности [10, 11 и др.] и селективных исторических поднятиях и опусканиях берегов фьордов [12, 13 и др.]. В производственных отчетах геологов из ФГУНПП Севморгеология и ФГУП Океангеология (М.Л. Верба, Д.А. Семевский и др.), работавших на Шпицбергене в разные годы, встречаются упоминания о приуроченности рельефа к геологической структуре. Подобные же отдельные наблюдения и выводы о том, что это явление в принципе должно иметь место, встречаются и в некоторых опубликованных работах [8, 14 и др.].
Понимание характера развития геологической структуры Шпицбергена на неотектоническом этапе (особенно поздней его части) представляет актуальную задачу, решение которой, в будущем, вероятно, позволит скорректировать имеющиеся геодинамические модели развития северо-западной окраины Баренцевоморской платформы.
Детальные исследования проводились нами в западной части Земли Норденшельда (о-в Зап. Шпицберген), на побережье заливов Ис-фьорд и Грён-фьорд в районах мысов Старостина и Фестинген (рис. 1; 2А). Дополнительные наблюдения были сделаны в береговых обрывах о-вов Эдж и Надежды, расположенных ВЮВ о-ва Зап. Шпицберген.
Особенности основного района работ
В районе можно выделить два основных типа рельефа: морских террас - (абразион-но-аккумулятивный) и возвышенностей - (преимущественно денудационный) (рис. 2А).
Лестница морских террас окаймляет побережье Ис-фьорда и Грён-фьорда. Наиболее распространенная из них образует у берега обрывы высотой 12-20 м. Она полого поднимается от берега до подножия возвышенностей. Ширина террасы колеблется от первых сотен метров до более километра. В ее сравнительно ровную поверхность врезаны каньонообразные долины небольших речек глубиной от первых метров до 10-15 м.
Рис. 1. Архипелаг Шпицберген
I - участок детальных работ у мыса Старостина; точка наблюдения: II - на о-ве Надежды, III - на о-ве Эдж; IV - место расположения геолого-геоморфологического профиля (рис. 3В)
л л л
Рис. 2. Морфоструктуры западного побережья о-ва Зап. Шпицберген в районе мыса Старостина (по материалам полевых зарисовок и фотографий)
А - участок детальных работ, Б - взбросо-надвиг в основании г. Варде, В - перекос террас на склоне г. Вар-де в тылу надвига, Г - рельефообразующие сбросы у побережья Ис-фьорда, Д - надвиг, нарушающий поверхность голоценовой террасы, Е - развивающаяся складка.
1 - поверхность голоценовой морской террасы (предгорная долина), 2 - склоны и обрывы г. Варде, 3 - террасовые уровни, 4 - надвиги, 5 - зоны дробления разрывов, 6 - разрывы со смещением, 7 - слоистость, 8 -осыпь, 9 - акватории
Кроме основной террасы вдоль побережья протягивается дополнительная терраса высотой примерно 3-5 м и шириной в первые десятки метров. Сравнительно неширокие террасовидные уровни прослеживаются и у основания склона г. Варде, где они образуют лестницу из 2-3 уровней, разделенных уступами в первые десятки метров. Террасы являются в основном абразионными или цокольными; аккумулятивные, сложенные в основном галечными или, иногда, песчано-галечными отложениями, встречаются
реже. Возраст террас высотой в первые десятки метров, судя по датировкам, полученным для аналогичных по высоте террас в соседних районах Ис-фьорда [2], - голоцен.
В западной части территории, на дне широкой долины, ранее бывшей, видимо, ледниковым трогом, открывающимся в Ис-фьорд, расположено оз. Линнея. Размеры его примерно 1 х 5 км. Берега озера (подножия возвышенностей) также террасированы и местами изрезаны оврагами.
Оз. Линнея и Грён-фьорд разделяет г. Варде с несколькими вершинами. Абсолютные высоты в ее пределах превышают 500 м. В каре на неровной вершинной поверхности расположен ледник, стекающий в восточном направлении, который дает начало многочисленным речкам и ручьям. Склоны горы сравнительно крутые, часто обрывистые, местами изрезаны каньонами, особенно на склоне западной экспозиции, где находится почти отвесный обрыв высотой более ста метров. Склоны осложнены также небольшими языками морен и, местами, террасированы. Гора продолжается к северу в виде полого понижающегося сравнительно узкого гребня, вдающегося в Ис-Фьорд мысом Старостина. На склонах гребня видны абразионные террасы.
В районе развиты породы чехольного комплекса, которые образуют единую слоистую осадочную толщу каменноугольных (терригенно-карбонатные), пермских (кремнисто-карбонатные), триасовых, юрских и меловых (терригенных, преимущественно алевролитовых) пород [2]. В толще наблюдаются стратиграфические перерывы, общая ее мощность более двух километров. На крайнем востоке территории обнажаются отложения палеогена, по составу похожие на подстилающие их меловые, преимущественно алевритовые породы. Мощность их в этих местах, в связи с локальностью выходов, незначительна.
Весь комплекс пород образует крупную моноклиналь с падениями слоев к В и СВ. Причем пологие залегания пород в западной, приокеанической части территории постепенно сменяются на крутые и даже вертикальные в средней части разреза. В восточной части района местами отмечены противоположные падения слоев - к западу. Генеральная моноклиналь осложнена многочисленными локальными складчатыми структурами с разной степенью сжатия и простираниями шарниров в СЗ (согласно падению пластов) или в СВ направлениях.
В районе широко развиты разрывные нарушения - от крупных, смещающих породы на сотни метров и имеющих зоны дробления и тектонического меланжирования мощностью в десятки метров, до мелких, образующих узкие тектонические швы с бороздами скольжения и смещениями в сантиметры и дециметры. Наблюдаются разрывы разных типов. Среди крупных преобладают надвиги и взбросы, среди мелких -сбросы. Все разрывы отличаются некоторой сдвиговой компонентой, фиксируемой по наклонным бороздам скольжения.
Методика
В основу исследований положена разрабатываемая в отечественной школе [15, 16] методика выделения развивающихся и неразвивающихся (живых и мертвых, в прежней терминологии) структур, основанная на анализе соотношения рельефа, геологической
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.