Новейшая геодинамика Северокарельской зоны: Балтийский щит тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.04, кандидат геолого-минералогических наук Зыков, Дмитрий Сергеевич

• Зыков, Дмитрий Сергеевич
• кандидат геолого-минералогических наук
• 1999

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Зыков, Дмитрий Сергеевич

ВВЕДЕНИЕ.

Гл.1. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА СЕВЕРОКАРЕЛЬСКОЙ

ЗОНЫ КОНЦЕНТРИРОВАННЫХ ДЕФОРМАЦИЙ.

1.1. Литологические и литолого-стратиграфические комплексы пород.

1.2. Тектонические деформации.

1.3. Глубинное строение по геофизическим данным.

Гл.2. ОБЩИЕ ОСОБЕННОСТИ ГЕОМОРФОЛОГИИ И НЕОТЕКТОНИКИ.

2.1. Восточная часть Балтийского щита.

2.2. Северокарельская зона.

Гл.З. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ.

3.1. Выделение неотектонически обусловленных форм рельефа - морфоструктур.

3.2. К методике структурно-парагенетических и структурно-кинематических реконструкций.

3.3. Суммирование. Последовательность действий при выделении объемных неотектонических деформаций.

Гл.4. НОВЕЙШАЯ ОБЪЕМНАЯ ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОДВИЖНОСТЬ

СЕВЕРОКАРЕЛЬСКОЙ ЗОНЫ.

4.1. Западный фланг дуги Северокарельской зоны. Левосдвиговые деформации.

4.2. Восточный фланг дуги Северокарельской зоны. Правосдвиговые деформации.

4.3. Центральная часть дуги Северокарельской зоны. Новейшее надвигание зоны в северном направлении.

4.3.1. Особенности новейшей тектоники района Кукасозерской синклинали.

4.3.2. Ханкусъярвская синклиналь - развитие структуры латерального выжимания.

4.3.3. Кужъярвская синклиналь. Развитие складчато-блоковой структуры.

4.4. Парагенез морфоструктур района Северокарельской зоны. Геодинамическая интерпретация.

Гл.5. ОСОБЕННОСТИ НОВЕЙШИХ ОБЪЕМНЫХ ДЕФОРМАЦИЙ В ВОСТОЧНОЙ

ЧАСТИ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА.

5.1. Примеры проявления объемных неотектонических деформаций в восточной части Балтийского щита.

5.2. Основной механизм новейших деформаций.

5.3. Предварительные выводы.

Гл.6. ПАЛЕОСЕЙСМОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ ГОЛОЦЕНОВЫХ И

МОЛОДЫХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ.

Гл.7. ОСНОВНЫЕ ДИСКУССИОННЫЕ ВОПРОСЫ.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Новейшая геодинамика Северокарельской зоны: Балтийский щит»

Актуальность. Новейшая тектоника восточной части Балтийского щита изучалась большими коллективами ученых. В основе их работ лежали преимущественно геолого-геоморфологические методы, дополняемые инструментальными (уровнемерными и геодезическими) данными. В настоящее время установлено общее сводово-купольное возды-мание щита в поздне-послеледниковое время, локальные перекосы территории и большая роль блоковых субвертикальных движений по сети разрывов (Лаврова, 1960; Бискэ, 1961; Николаев, 1967; Лак и др., 1972; Стрелков, 1973; Лукашов, 1976; Никонов, 1977; Кошеч-кин, 1979 и др.). Измерены скорости современных вертикальных тектонических движений, достигающие, в основном, первых миллиметров в год (Победоносцев и др., 1971; Никонов и др., 1972 и др.). Зафиксирована сравнительно слабая историческая сейсмичность (Пана-сенко, 1969; Gregeгsen, 1991 и др.). Полученные данные позволили рассматривать новейшую тектонику Балтийского щита, в основном, с позиции субвертикальных движений весьма умеренной, платформенной интенсивности, что стало общепринятым. Данные же о горизонтальных движениях и деформациях встречаются весьма эпизодически (Войтович, 1971; Ананьев, 1997 и др.). Однако, особенно в последнее время, идет накопление сведений, делающих актуальным пересмотр традиционных взглядов на характер проявления неотектонических движений земной коры региона с позиций представлений о более высокой, чем было принято ранее, подвижности кристаллического фундамента платформ на плитном этапе развития (Леонов, 1993) и наличии не только вертикальной, но и значительной латеральной компоненты его деформации. Можно выделить следующие основные предпосылки для подобного переосмысления: 1) замеры напряжений в горных массивах рудников Балтийского щита показывают значительные превышения горизонтальной составляющей тензора напряжений над верти кальной (Турчанинов и др., 1973; Stephanson et а1., 1991 и др.); 2) решения механизмов очагов указывают на наличие горизонтального стресса и сдвигового характера деформаций на глубине (Ассиновс-кая, 1986; ¥аЫзггот е1 а1., 1996 и др.); 3) появляются обоснованные данные о палеосейсмодеформациях (ЬикаэЬоу, 1995 и др.); 4) реконструкции полей напряжений по массовым замерам трещин и бороздам скольжения показывают во многих случаях субгоризонтальную ориентировку оси максимального сжатия (Бабак и др., 1979; Сим, 1997 и др.).

В пределах Русской платформы по данным бурения установлены значительные деформации платформенного чехла, которые часто могут быть увязаны с горизонтальными перемещениями по сдвигам и надвигам в фундаменте (Камалетдинов и др., 1987, 1990; Розанов, 1981) и сделан вывод о значительно большей, чем считалось ранее, роли горизонтальных движений в формировании структуры платформ (Леонов Ю.Г., 1991). Структурные исследования на активизированных платформах и срединных массивах показывают наличие следов тектонического течения консолидированных пород (Леонов, 1993; Леонов и др., 1995).

Подобные данные, однако, фрагментарны и вплоть до настоящего времени не предпренималось попыток рассмотреть новейшую геодинамику конкретного региона (крупной структуры) с позиций проявления объемной, трехмерной деформации. Все это делает представленную работу весьма актуальной как с позиций расшифровки новейшей геодинамики конкретного района (структуры) так и с точки зрения принципиальной научной задачи установления форм и особенностей проявления новейших движений в области Балтийского щита.

Тектонические деформации, происходящие в трехмерном пространстве и связанные с активизацией геологической структуры, в дальнейшем будут называться объемными.

Цель и задачи исследования. Цель исследования: выявить признаки и оценить процессы объемной (включающей как вертикальную, так и латеральную компоненты) подвижности горных масс в новейшее время (включая заключительную его стадию - молодое, после- и позднеледниковое время). Задачи исследования: 1) разработать методические принципы выявления объемных новейших движений и деформаций; 2) выявить отдельные активизированные структуры на местности; 3) установить парагенезы активизированных структур; 4) систематизировать наблюдения и составить структурно-кинематические схемы, отражающие новейшее геодинамическое развитие исследованных участков земной коры.

Объект исследования. Исследования проводились на восточной части Балтийского щита, особенно детальные - в Северокарельской зоне концентрированных деформаций (рис.1). Последняя выбрана по следующим основным причинам: 1) она располагается на границе двух мегаблоков земной коры Балтийского щита: Карельского и Беломорского и позволяет судить об их тектонических взаимоотношениях; 2) зона представляет собой область концентрированных деформаций и, в силу интенсивного проявления морфоструктурных процессов, перспективна для выявления признаков объемных неотектонических движений; 3) в районе Северной Карелии фиксируется сравнительно высокая сейсмичность.

Научная новизна работы. Разработан новый методический подход, позволяющий выделять в рельефе и ландшафте платформенных территорий следы новейших объемных деформаций. На территории восточной части Балтийского щита (особенно детально - в районе Северокарельской зоны) впервые выявлены морфоструктурные парагенезы, отвечающие неотектоническим деформациям не только с вертикальной, но и с горизонтальной компонентой. Показано, что эти движения связаны с объемной подвижностью геологической структуры кристал

Рис.1. Обзорная схема геологического строения района Северокарельской зоны. Нижний протерозой: 1 ~ осадочно-вулканогенные толщи; 2 - массивы ультраосновных пород; 3 -интрузивные породы, преимущественно диориты. Архей: 4 - осадочно-вулканогенные породы лопия; 5 - тавоярвский комплекс; 6 -саамские гранито-гнейсы; 7 - основные сдвиги; 8 - надвиги; 9 - ориентировочные контуры, в пределах которых наблюдаются выходы нижнепротерозойских толщь Северокарельской зоны. лических пород фундамента. Для Северокарельской зоны и отдельных районов всей восточной части Балтийского щита созданы структурно-кинематические схемы, отражающие внутриплитное геодинамическое развитие этих участков земной коры. Установлены новые для района участки и характеристики палеосейсмодеформаций.

Практическая ценность. Методические и фактические результаты работ могут быть использованы при обосновании долгосрочной устойчивости крупных сооружений - гидроэлектростанций, атомных электростанций, нефтепроводов и др. Открываются переспективы переоценки долговременного сейсмического потенциала.

Фактическая основа работы. Предварительные результаты по материалам полевых исследований в Якутии, Казахстане, Карелии и на Керченском полуострове были получены во время работы в Лаборатории неотектоники МГУ им.М.В.Ломоносова под руководством проф. Н.И.Николаева, а затем в Лаборатории неотектоники и космической геологии ГИН РАН под руководством проф. В.Г.Трифонова. Основная часть работы была проделана на базе многолетних полевых работ в Карелии в составе лаборатории Тектоники консолидированной коры ГИН РАН под руководством доктора г.-м. наук М.Г.Леонова.

Методы исследования. Автор предложил новый методический подход, в котором последовательно осуществляются такие действия: 1) выделяются неотектонически обусловленные формы рельефа (морфост-руктуры) и их парагенезы; 2) они сравниваются с геологической структурой и выявляются закономерные сочетания; 3) последние анализируются и интерпретируются с точки зрения парагенетических структурно-геологических и морфоструктурных моделей, отвечающих латеральным деформациям и созданных в районах с высокой тектонической активностью, а также по результатам моделирования на эквивалентных материалах; 4) затем строятся структурно-кинематические схемы, отражающих новейшее геодинамическое развитие исследуемых районов.

Защищаемые положения. 1) Разработан новый методический подход, позволяющий выявлять новейшие объемные (трехмерные) тектонические деформации горных масс в платформенных условиях (особое внимание уделяется выявлению горизонтальной составляющей деформации). 2) На основе применения методического подхода: а) показан вклад объемных неотектонических деформаций в формирование новейшего структурно-геоморфологического плана Северокарельской зоны и участков Карельского массива; б) создана структурно-кинематическая модель, отражающая геодинамическое развитие Северокарельской зоны на новейшем тектоническом этапе. 3) Выявлены палеосейсмоде-формации, свидетельствующие о высоком уровне тектонической активности и сейсмического потенциала земной коры восточной части Балтийского щита.

Апробация работы. Основные положения диссертационной работы докладывались на заседаниях Лаборатории неотектоники МГУ им. М.В.Ломоносова (1987, 1988); на конкурсных сессиях ГИН РАН (1992, 1993, 1996); на научном семинаре по проблемам активной разрывной тектоники в Национальном агентстве по защите окружающей среды (ЕКЕА-В1вР) Рим, Италия (1993); на Всероссийском совещании по изучению четвертичного периода, в ГИН РАН (1994); на пятой Конференции памяти Л.П.Зоненшайна (1995); на тектоническом совещании "Неотектоника и современная геодинамика континентов и океанов" в МГУ им.М.В.Ломоносова (1996); на научном совещании "Современная тектоническая активность, строение и сейсмичность Восточно-Европейской платформы" в С-Петербурге, ВСЕГЕИ (1997); а также на коллоквиумах ГИН РАН в 1996, 1998 годах и на заседаниях Лаборатории Тектоники консолидированной коры ГИН РАН (1995-1998).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 15 работ.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из "Введения",

7 глав и "Заключения", изложенных на 155 страницах машинописного текста. Она содержит 68 рисунков, 3 фотографии. Библиография включает 456 наименований.

Благодарности. Автор выражает большую благодарность научным руководителям работы М.Г.Леонову и А.А.Никонову за постоянную помощь и консультации в ходе проводимых исследований. В процессе работы автор обсуждал различные аспекты своих научных разработок с P.P.Атласовым, В.И.Бабаком, Л.И.Боголюбовой, О.А.Воейковой, В.А.Галкиным, В.А.Зайцевым, А.И.Ивлиевым, А.И.Кожуриным, А.Н.Козловым, С.Ю.Колодяжным, М.Л.Коппом, H.П.Костенко, Ю.А.Лаврушиным, Ю.Г.Леоновым, А.В.Лукьяновым, А.Д.Лукашовым, Э.H.Лишневским, В.И.Макаровым, Н.В.Макаровой, Ю.А.Морозовым, М.В.Минцем, А.А.Най-марком, С.А.Несмеяновым, Н.И.Николаевым, П.Н.Николаевым, Ю.Й. Сыстрой, С.Ф.Скобелевым, С.Г.Смирновым, С.В.Руженцевым, В.Г.Трифоновым, Н.С.Фроловой и признателен им за ценные советы и критические замечания. Хочется поблагодарить также своих коллег по полевым работам последних лет - С.Ю.Колодяжного, М.Л.Сомина, И.И.Бабарину, Ф.С.Котова, В.В.Травина.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант 96-05-64412).

Заключение диссертации по теме «Геотектоника», Зыков, Дмитрий Сергеевич

5.3. ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ ВЫВОДЫ.

Прежде всего необходимо подчеркнуть, что в процессе проделанных исследований был выявлен и обоснован целый ряд морфоструктур и морфоструктурных парагенезов, развивающихся в новейшее время и связанных с объемной подвижностью фундамента. Кратко перечислим их в порядке от наиболее простых к сложным (рис.60). 1) Неоднократно повторяющееся однонаправленное смещение русел ручьев вдоль активного сдвига ("а" на рис.60, в плане); 2) образование трещин отрыва в сдвиговой зоне (б); 3) образование зон растяжения в местах изгиба и раздвоения тела сдвига (в); 4) образование трещин отрыва, раскрывающихся к сдвигу (г); 5) образование линзовидных блоков в зоне сдвигания (д); 6) образование областей растяжения между блоками, испытывающими вращение (е); 7) образование полости замкового отслаивания в складчатой толще (ж); 8) сколовые деформации замка складки (з); 9) образование преднадвиговой депрессии (в разрезе - надвигание антиклинальной складки на синклинальную, в процессе их взаимного развития)(и); 10) образование компенсационных депрессий вокруг растущего купола (к); 11) образование компенсационных депрессий вокруг выжимаемой жесткой неоднородности (л); 12) образование поперечных структур растяжения в жестких линзовидных блоках зоны сплющивания (м); 13) парагенез сдвиги а 6" ^—

I 1 г ч ^ •ч; "

Г ч % е

А м к /И ф ф 1 ^ 1 и 0 ф \|/ ф ч/ ^ 7

Рис.60. Типизированные морфоструктурно - геологические примеры, выявленные и изученные автором в районах восточной части Балтийского щита. 1 - Взбросы и надвиги; 2 - сдвиги; 3 -направление перемещения масс; 4 - направление вращения блоков; 5 - направление развития трещин; 6 - зоны растяжения; 7 -относительно жесткие неоднородности.

7Н< ЕЖИ2 \ЖЛЪ 1 о Ь г надвиги - зоны растяжения в ороклиноподобных структурах (н)(в плане); 14) аналогичный парагенез в структурах латерального выжимания (о). Выявленные морфоструктуры дополняют и существенно расширяют представления о характере объемной неотектонической подвижности в пределах платформ. Установленные признаки проявления новейшей активности имеют методическое модельное значение для поисков подобных структур.

В заключении разделов, касающихся проявлений новейших объемных тектонических движений в восточной части Балтийского щита, можно составить предположительную общую схему основных тенденций геодинамического развития Карельского мегаблока земной коры и его обрамления (рис.61). Эта схема является общим фоном для подробно изученного района Северокарельской зоны. Для этого совместим основные, наиболее крупные, описанные морфоструктуры и схему мегаб-локовой делимости земной коры восточной части Балтийского щита. Получается следующая картина: на севере, в пределах Кольского полуострова, расположены изометричные, выраженные в рельефе возвышенностями щелочные массивы Хибин и Ловозеро (I). Они разделены неотектоническими депрессиями озер, компенсирующими поднятие массивов, однако, компенсационные депрессии не являются кольцевыми. Субмеридиональное простирание озерных ванн не может быть объяснено избирательным воздействием ледника, двигавшегося субашротно, и является свидетельством в пользу существования дополнительного сжатия рамы массивов в субмеридиональном (с отклонением к северо-западу) направлении, при котором субширотные части компенсационных депрессий закрываются, а субмеридиональные приоткрываются, как трещины отрыва. В средней части Карельского мегаблока расположена примерно аналогичная морфоструктура, состоящая из воздымающегося купола (центральная часть кольцевой структуры Калевала) и окружающего кольца компенсационных депрессий, заполненных озерами

Рис. 61 . Новейшая геодинамика восточной части Балтийского щита. 1 - Кольский массив; 2 - Карельский массив; 3 ~ Беломорский массив; 4 - Куолоярвинский пояс; 5 - Свекофенская область; 6 -Восточно - Европейская платформа; 7 - основные тектонические депрессии: а - четко выраженные; б - выраженные менее явно; 8 -воздымающиеся геологические тела;- 9 - структурные неоднородности (сланцеватость) подчеркивающие деформацию; 10 - направление перемещения горных масс; 11 - активные надвиги; 12 - цифрами обозначены объекты, обсуждаемые в тексте.

Нюк и Куйто (II). Депрессии лучше всего развиты на субширотных участках кольца и подавлены на субмеридиональных, что не может найти объяснение с точки зрения ледниковой экзарации, т.к. ледник двигался на юго-восток. Можно предположить подобный предыдущему механизм образования депрессий и реконструировать соответствующее субширотное сжатие горных масс, приведшее к образованию деформационных структур. При сопоставлении в плане обеих морфоструктур нетрудно заметить, что их формирование пространственно можно с осторожностью увязать с развитием (раскрытием) активной новейшей структуры земной коры - Кандалакшским грабеном (III), которое приводит к движению горных масс от грабена в стороны. У северо-западного и юго-восточного окончания Кандалакшского грабена также располагаются сходные в общих чертах морфоструктуры. В северо-западной части это морфоструктуры Северокарельской зоны, маркирующие движение выступа Карельского мегаблока к северу и северо-востоку, в пределы развития беломорид (IV). На схеме, на основании анализа структурных неоднородностей в окружении зоны, показано также предположительное движение выступа Беломорского мегаблока навстречу выступу Карельского. Совместное развитие структур образует сигмоидальную границу мегаблоков в плане. У юго-восточного, менее явно выраженного окончания Кандалакшского грабена, прослеживаются морфоструктурные признаки движения горных масс к востоку и северо-востоку - образуется новейшая трещина замкового отслаивания в ядре крупного изгиба, образованного сланцеватостью архейских толщ (V). Косвенно подтверждает распространение неотектонического влияния щита на платформу и дуговидная форма реки Онеги, которая как бы чувствует край щита, находясь на некотором расстоянии от него. Таким образом, новейшее геодинамическое развитие северо-восточной части Карельского мегаблока может быть увязано с развитием Кандалакшского грабена. В своей центральной части мегаблок испытывает сдавливание перпендикулярно грабену, на концах же грабена происходит, вероятно компенсационное, движение горных масс в сторону грабена, с образованием своеобразных выступов по краям Карельского мегаблока.

ГЛАВА 6. ПАЛЕОСЕЙСМОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЯВЛЕНИЯ МОЛОДЫХ И СОВРЕМЕННЫХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ.

Приведенные выше примеры проявления новейшей и молодой тектонической активности на территории восточной части Балтийского щита связаны, по всей видимости, с медленными движениями земной коры. Однако, в природе существует и другой вид движений - импуль-сно-сейсмический. Следы этих движений, относящиеся к молодому и современному этапам также исследовались автором в процессе работы.

Общий обзор.

Тектоническая активность, имевшая место на новейшем и молодом этапах развития Балтийского щита, не прекратилась и до настоящего времени. Об этом свидетельствуют многочисленные землетрясения, сведения о которых собраны для исторического времени и постоянно накапливаются благодаря, инструментальным наблюдениям (рис.62). В настоящее время установлено площадное распределение очагов землетрясений, их глубина, энергетические характеристики и другие параметры для территории всей Фенноскандии например, (Saari, 1990, 1992; Slunga, 1991; Ahjos et al., 1992) и для территории Восточной части Балтийского щита и прилегающих районов платформы (Панасенко, i960; 1969; 1979; Никонов, 1977, 1992; Ананьин, 1987 и др.). В Восточной Фенноскандии большинство землетрясений являются коровыми, их максимальная магнитуда в редких случаях приближается к 5, балльность на поверхности также обычно не превышает 5. Подобные события случаются крайне редко, подавляющее количество толчков являются слабыми и не ощущаются людьми. Установлена тесная связь проявления сейсмической активности с зонами активных

25* 30' 35' 40'

В* >8* X» «О* >0* М* * ' по Gгegeгsen,1990. эпицентры землетрясении ось сжатия, вычисленная из решения механизма очага

Землетрясения в Фенноскандии 1375-1985гг. по ОгеяегБеп ët а1.,1991

Схема расположения очагов землетрясений в районе Северокарельской зоны (по "Отчет по геологическим.,"1994) В числителе - магнитуда, в знаменателе - глубина очага.

Рис. 6)1 . Сейсмические особенности района Северокарельской зоны и ее обрамления. современных движений, выявляемых по футштоковым и геодезическим данным, а также с новейшими и молодыми (блоково-разрывными) деформациями земной коры (Токарев, 1958; Панасенко, I960; Никонов и др., 1963; Николаев, 1966; Никонов, 1977). В последнее время специальные работы по Фенноскандии посвящены решениям механизмов очагов (Bungum, 1980; Ассиновская, 1986; Slunga et al., 1986; Ar-vidsson et al., 1994; Wahlstrom et al., 1996), которые показывают наличие сдвиговой составляющей подвижек и общее преобладающее направление оси сжатия с северо-запада на юго-восток (Gregersen et al., 1991; Slunga, 1991) .

Установлено, что землетрясения, особенно сильные, могут оставлять заметные следы на поверхности земли. Подобные явления неоднократно описаны в сейсмически активных районах (Лукьянов, 1963; Allen et al., 1966; Расцветаев и др., 1965; Современные сейсмо-дислокации., 1977; Кучай, 1981; Никонов и др., 1983; Горшков, 1984; Трифонов, 1984; Хромовских, Никонов, 1984; Современная динамика., 1989; Рогожин и др., 1990; Trifonov et al., 1994; Жидков и др., 1996; Никонов и др., 1996; и др.). Известно, что деформации земной поверхности максимальны близ к эпицентральной части и ослабляются с удалением от нее, соответственно снижению интенсивности сейсмического воздействия. Необходимость предвидеть возможность сильных, редких землетрясений, период появления которых превышает время инструментальных наблюдений, привела к поиску следов древних землетрясений в рельефе и в разрезах рыхлых отложений. На основании имеющихся наблюдений за современными сейсмо-деформациями (в терминологии А.А.Никонова, 1995) и применения метода актуализма, в послевоенные годы было создано учение о палео-сейсмодеформациях. Разработаны принципы их выделения и описаны многочисленные примеры (Солоненко, 1962, 1977; Копп и др., 1964; Николаев, 1972; Ласточкин, 1973; Никонов, 1974, 1980; Кучай,

1977; Кучай и др., 1977, Макаров и др., 1977, Трифонов, 1983; Никонов и др., 1995). Для разных климатических районов и разной геолого-геоморфологической ситуации признаки появления палеосейсмо-' деформаций различны и весьма многочисленны. Общим остается необходимость в каждом конкретном случае найти те черты, которые позволяют обосновать именно сейсмическую природу исследуемого природного объекта и показать, на их базе, отличие данного объекта от подобных, возникших в результате обычных экзогенных процессов.

На территории Балтийского щита в результате подобных исследований были выявлены и описаны интересные природные объекты, вероятно, сейсмического происхождения (Николаев, 1966; Лак, 1972; Журавлев и др., 1988; Ьа8егЬаск, 1988; Ми1г-№оод, 1989; Николаева, 1993; Лукашов, 1993; ЬикаэЪоу, 1995). В Восточной части Фенноскандии наиболее полные результаты были получены для Заонежского полуострова, где большинство палеосейсмодеформаций имеет сейсмог-равитационное происхождение и выражено в виде характерных обвалов и трещинно-блоковых морфоструктур (ЬикаэЬоу, 1995). В последнее время подобные же наблюдения сделаны в районе озера Паанаярви в Северной Карелии Ю.Ё.Сыстрой и А.Д.Лукашовым (устное сообщение). Подобные исследования далеки от завершающей стадии, остается актуальным описание конкретных примеров, выявление признаков сейс-могенности в условиях Балтийского щита и создание обобщающих сводок работ. Для целей геодинамического анализа наличие и расположение палеосейсмодеформаций важно, как показатель степени активности и кинематики тектонических структур в послеледниковое время .

Работами в этом направлении автор занимался как на территории Северной Карелии, так и на других участках всей Карелии (Ы1копоу е! а 1., 1996; Зыков, 1997) .

Палеосейсмодеформации Кукасозерской структуры Северокарельской зоны.

В рельефе Северной Карелии широко распространены крутые скальные обрывы, обвалы, системы грабеновидных провалов на водоразделах и многочисленные ступенчатые уступы в коренных породах. Особенно часто они встречаются в пределах возвышенностей района Северокарельской зоны. У озера Кукас, расположенного в ядерной части кукасозерской синклинали, яркие проявления подобных морфост-руктур встречаются в узких, каньоновидных долинах на западном и восточном продолжениях озера и на его боковых ответвлениях, а также непосредственно по берегам. Похожие морфоструктуры, в несколько меньшем числе, распространены к северу от этого озера, по окраине Кукасозерской структуры. Исследуя данные геоморфологические объекты во время полевых работ, автор неоднократно имел основание предполагать влияние сейсмических воздействий в образовании многих из исследованных провалов, обвалов и других подобных объектов. В трех случаях признаки возможного влияния сейсмического фактора были проявлены особенно ярко, что позволило автору достаточно уверенно считать найденные объекты палеосейсмодеформациями.

Примерно в центральной части озера Кукас к его южному берегу подходит гора под названием Шуривара, с абсолютной отметкой вершины 345 м, ее превышение над уровнем озера более 200 м, сложена она достаточно однородными гнейсовидными плагиогранитами (рис.15). По геолого-геоморфологическим данным у основания горы проходят неотектонически активизированные разрывы, ограничивающие грабеновидную депрессию озера Кукас (Бискэ, 1958). К озеру возвышенность обрывается серией ступенчатых обрывов, наиболее высокие и крутые из которых расположены в ее верхней части и даже отражены на топографической основе. Высота этих, почти вертикальных, обрывов достигает 70 м. У основания обрывов наблюдаются развалы остроугольных глыб с преобладающим диаметром обломков от 0,5 до 2 м. Дальность распространения глыб сравнима с высотой обрыва и не является аномальной, однако, хорошо видно, что обвальные накопления не образуют однородную массу, но обособляются в серию протяженных неровных гребневидных валов высотой до нескольких метров, примерно параллельных склону и отчетливо отделенных от осыпи у основания склона понижением. Вал с наиболее крупными глыбами отброшен от стены дальше всего и сильнее всего зарос лишайниками и мхом, остальные валы фактически вложены в него и вместе образуют волнистую поверхность обвальных тел (рис.63).

Существование крупных обрывов и обвалов само по себе достаточно важно, однако особенный интерес представляет морфология обвального тела. Наличие валов из глыб позволяет сделать заключение не только о многоактности процесса, но и об определенном дополнительном импульсе, отбросившем основную массу обрушавшегося материала от стены и не давшем этому материалу лечь в виде осыпи у основания склона, как это наблюдается на многих других подобных морфоструктурах в районе.

Другие достаточно информативные объекты расположены в районе озера Ханкусъярви, в пределах Ханкусъярвской синклинали, геолого-геоморфологическое строение которой неоднократно описывалось в предыдущих главах (рис.64). В восточной части структуры, у восточного окончания озера, на его южном берегу расположена одна из самых высоких возвышенностей участка - г.Яколойва (рис.65). Ее абсолютная высота составляет 302,7 м, а превышение над озером Ханкусъярви составляет свыше 150 м. Верхняя часть возвышенности сложена достаточно однородными гранито-гнейсами, а у обращенного к озеру подножья, обращенного к озеру, в обнажениях наблюдается тело взбросо-надвига, по которому архейские гранито-гнейсы надви

Рис.63 . Схема строения предполагаемой палеосейсмодеформации на рклоне- обрыве г.Шуривара у озера Кукас. а- гипсометрическая схема района; б- геологическая схема района; в- схема строения палеосейсмодеформации в разрезе. 1- Протерозойские толщи; 2-архейские гранито- гнейсы на плановой схеме, удлинение значков подчеркивает простирание сланцеватости; 3- гранито- гнейсы на разрезе; 4- обрывы г.Шуривара; 5- изогипсы рельефа; 6-направление обрушения и отбрасывания масс пород.

-т

Рис.64 . Схема расположения предполагаемых палеосейсмодеформаций в районе озера Ханкусъярви. а- гипсометрическая схема района; б- геологическая схема района; 1- метапесчаники протерозойского возраста; 2- метабазиты; 3- гранит- гнейсы архейского возраста; 4- взбросо- надвиг; 5- изогипсы рельефа; 6- обрывы г.Яколойва (отм.302.7). 7- провал; I- первый объект: сейсмогенные обрыв с обвалами у подножия; II- второй объект: сейсмогенный провал. нуты на метапесчаники протерозоя, слагающие ядерную часть синклинали и уходящие под воды озера. Склон возвышенности, обращенный к озеру, представляет собой скальный, практически вертикальный, обрыв высотой более 80 м, который выше по склону сменяется серией ступеней и зияющих трещин в их тыловых частях. Обрыв тянется вдоль берега озера (на незначительном расстоянии от него) более, чем на километр.

На всем этом протяжении вдоль основания обрыва наблюдаются обвальные накопления. В их строении можно сразу выделить две основные генерации, обладающие интересными особенностями. Нижняя часть этих накоплений представляет собой сплошной шлейф, распространенный на всем протяжении подножья обрыва, имеющий отчетливую наклонную верхнюю поверхность и фронтальную более крутую часть. Сложен этот шлейф остроугольными глыбами и образует язык в несколько десятков метров шириной от подножия обрыва до своего края. Глыбы имеют средние размеры 0,5-1,5 м, реже 2-3 м, в диаметре. Характерной особенностью накоплений является практически полное обрастание глыб моховым покровом, затянувшим даже вертикальные поверхности камней и наличие здесь взрослых сосен и елей.

Следующая генерация обвала располагается непосредственно на вышеописанном шлейфе, почти не выходит за его пределы, и обладает рядом серьезных отличий (рис.65). Обломки скальных пород имеют, обычно, значительно большие размеры, их средний диаметр составляет 2-3 м, а отдельные глыбы достигают 5 м по длинной оси. Распространены накопления не непрерывно, а образуют вдоль подножия склона около восьми отдельных языковидных тел диаметром в первые десятки метров каждое, расположенных на значительных, в десятки и сотни метров, расстояниях друг от друга. Обвальные глыбы имеют в целом значительно более свежий облик. Их крутые стенки покрыты только лишайником, а моховой покров распространен лишь на верхних + + + +■

I I

А %

3 V

Рис.65, Схема строения обрывов и предполагаемых палеосейсмогенных обвалов подножия г.Яколойва (отм.302.7) по материалам полевых зарисовок. 1- архейские гранито- гнейсы; 2-метапесчаники протерозоя; 3- взбросо- надвиг; 4- генерации обвальных накоплений. I- первая генерация обвала; II- вторая генерация обвала. +• + +■ + А

Рис.66, Схема строения предполагаемого сейсмогенного провала на склоне возвышенности с отм.289.5. а- провал в плане; б,в-зарисовки стен провала в разрезе; 1- гранито- гнейсы; 2-рельефообразующие трещины, выраженные уступами. пологих сторонах обломков или в западинах между ними. В пределах данной обвальной генерации растут отдельные, сравнительно редкие, взрослые деревья.

Пространственное совпадение грандиозного по своей высоте и крутизне протяженного обрыва и задокументированного в его основании взбросо-надвигового контакта является признаком неотектонической активности этого разрыва. Детальное обследование обвальных тел позволяют обосновать их связь с современной тектонической активностью. Особый интерес представляет вывод, который можно сделать из наблюдений над характером свежести сколов и степени зарастания обвальных тел. Можно констатировать не только наличие двух разновозрастных генераций обвальных накоплений, но и поразительную визуальную схожесть внешнего вида (степени зарастания моховым покровом) всех глыб второй генерации обвала в пределах отдельных языков-вывалов на всем протяжении подножья обрыва. Подобное явление не столь характерно для многих других подобных мор-фоструктур района, или выступает в неявном виде. Данное наблюдение позволяет говорить об одновременности обрушения отдельных участков обрыва на значительном протяжении и видеть единую причину этого события, которой может быть только сейсмический толчок.

В нескольких километрах западнее обрывов г.Яколойва, также на южном берегу озера Ханкусъярви, расположена возвышенность с вершинной отметкой 289,5 м. Сложена она нацело гранитизированными гнейсами архейского возраста и является частью массива, надвинутого на структуры Ханкусъярвской синклинали с юга. Восточный, южный и северный склоны возвышенности сравнительно крутые, особенно склон, обращенный к озеру, в пределах которого наблюдаются многочисленные коренные уступы и обрывы, высотой в первые метры и редко более 10 м, чередующиеся со шлейфами обвально-осыпных накоплений. Западный склон представляет собой на протяжении нескольких сотен метров пологий бараний лоб, поднимающийся к вершине. Коренные породы в этом месте практически ничем не прикрыты, кроме фрагментарного лишайниково-мшистого покрова. Их поверхность неровная, полого-волнистая. Наблюдаются многочисленные микроуступы и микрограбены, связанные с препарировкой трещинной сети. В отдельных местах микрограбены разрастаются в настоящие расселины, достигающие глубины 10 м. В нижней половине этого крупного бараньего лба была обнаружена одна из самых ярких и информативных морфоструктур участка. На пересечении двух рельефообразующих систем трещин наблюдался провал длиной более 20 м (вниз по склону сужается и переходит в заросший овраг - грабен), шириной около 12 м и такой же глубиной (рис.66). Дно провала завалено остроугольными глыбами, имеющими средние размеры 0,5-1,5 м в диаметре, у отвесных и нависающих скальных стен наблюдаются не упавшие скальные глыбы - "перья", отделенные от стен. На бортах наблюдаются многочисленные приоткрытые трещины, по которым раздвинуты блоки коренных пород. Особый интерес представляют следующие явления: 1) на стенке морфоструктуры наблюдаются сдвиговые борозды скольжения; 2) глубокое днище оврага производит впечатление поноры, в которую засасывается глыбово-обвальный материал. Оба этих факта считаются характерными именно для сейсмогенных образований (Хро-мовских, Никонов, 1984), и на этом основании морфоструктуру можно отнести к палеосейсмодеформациям.

Таким образом, на исследованной территории выделяются локальные морфоструктуры, имеющие достаточно яркие признаки сейсмического происхождения. К ним относятся следы отбрасывания основной обваливающейся массы от склона, одновременность обрушения на значительном расстоянии, наличие понор в днище провалов и борозд скольжения на их стенках. В менее явном виде подобные признаки характерны и для многих других подобных объектов, широко расп ространенных в районе. Сам факт массового проявления обвальных процессов является важным свидетельством в пользу активного влияния на рельеф доисторических землетрясений. Предполагается, на основании сравнительного анализа (^копоу е! а1.,1996), значительная, до 8-9 баллов, сила древних сейсмических событий, которые, в свою очередь, свидетельствуют о высокой молодой и современной подвижности кристаллического фундамента.

Палеосейсмодеформация на юге Карелии.

Палеосейсмодеформацию совершенно иного типа удалось выявить на юге Карелии, недалеко от районов массового проявления в рельефе следов древних землетрясений, описанных на Заонежском полуострове Онежского озера (ЬикавЬоу, 1995).

Вероятные следы древних землетрясений были обнаружены также в рыхлых верхнеголоценовых отложениях, на юго-западном побережье Онежского озера. Рельеф в этих местах более выровненный, чем в северной Карелии. На поверхности почти повсеместно залегают рыхлые отложения: флювиогляциальные, озёрные, моренные и т.д. Вдоль берега озера на большом протяжении наблюдается несколько крупных отдельных возвышенностей, сложенных коренными метаморфическими породами. Они имеют крутые обрывы в сторону озера, которые интерпретируются как новейшие сбросы (Бискэ, 1961). В вершинной части возвышенностей наблюдаются ступенчатые "бараньи лбы", рассечённые многочисленными структурами расседания типа микрограбенов .

У южного окончания посёлка Рыбрека к озеру подходит невысокий песчано-галечный береговой вал, прослеживающийся на некотором расстоянии от современного берега на протяжении нескольких километров. Этот вал имеет хорошую сохранность, связан, видимо, с последним повышением уровня озера и сравнительно молод. В подмываемых волнами невысоких, примерно два с половиной метра высотой обрывах, под корнями деревьев, обнажается песчаная толща, имеющая в этом месте особенно чётко выраженную тонкую слоистость, образовавшуюся за счёт привноса материала из близко расположенного устья реки. В этих песках была обнаружена структура, которую можно отнести к "гидролакколитам" (рис.67). В обнажении наблюдался результат внедрения подстилающих песков в вышележащие слои, с сопутствующей деформацией. Картина получилась явной за счёт яркой окраски песков и тонкой слоистости. Подобные структуры обычно встречаются в районах повышенной сейсмической активности (Иван-чук, 1994; Мипвоп а1, 1995) и могут быть отнесены к группе сейсмогидродинамических деформаций (Никонов, 1995). В нашем случае, видимо, гидролакколит не вышел на поверхность, т.к. немного выше по разрезу слоистость постепенно вновь становится горизонтальной .

Все вышеперечисленные признаки послеледниковых палеосейсмоде-формаций позволяют констатировать в исследуемых районах наличие импульсны сейсмических движений в молодое и современное время, что свидетельствует о сравнительно высокой подвижности земной коры.

Рис.67 . Предполагаемая палеосей.смодеформация на юго- западном побережии Онежского озера у пос.Рыбрека. а- расположение объекта: 1- район массовых палеосейсмодеформаций на Заонежском полуострове (по А.Д.Лукашову (1995); 2- пос. Рыбрека. б-гидролакколит в послеледниковых озерных песках: 1- тонкослоистые серые пески; 2- коричневые пески; 3- оранжевые пески.

ГЛАВА 7. ОСНОВНЫЕ ДИСКУССИОННЫЕ ВОПРОСЫ.

Результаты проделанной работы (как и результаты большинства исследований) вызывали в процессе научных обсуждений целый ряд сомнений и вопросов, решение которых выходит за пределы данной работы или не может быть полностью обосновано в ее пределах. Автор считает необходимым дополнительно рассмотреть наиболее важные из них.

Встает вопрос о характере движущих сил процессов, результаты которых мы наблюдаем на поверхности, или другими словами, причин сравнительно высокой тектонической активности исследуемых территорий .

В настоящее время большую поддержку имеет точка зрения о существовании и влиянии на рельеф в новейшее и молодое время как гляциоизостатических, так и собственно тектонических сил, соотношение которых сильно менялось во времени. При образовании ледникового щита и в процессе дегляциации резко возрастала роль гляциоизостатических движений земной коры, которые затем довольно быстро сменялись тектоническими (Николаев, 1969; Стрелков, 1973; Никонов, 1977). Гляциоизостазия проявлялась в интенсивных, но непродолжительных вертикальных поднятиях и опусканиях всего щита на сотни метров и в активизации отдельных разломов. Новейшие тектонические движения традиционно также считались, в основном, субвертикальными, блоковыми, однако исследования автора, изложенные выше, показывают существование значительной латеральной компоненты деформаций. Откуда же она могла взяться? Важными являются наблюдения, показывающие наличие в горных массивах Кольского полуострова и в других районах Фенноскандии высоких тектонических напряжений, девиаторная составляющая которых субгоризонтальна (Турчанинов и др., 1973; Марков, 1974, 1977; Кропоткин, 1995; Козырев, 1991; Stephansson ег а1., 1991). Также, по материалам математического моделирования, базирующегося на результатах глубинной геофизики, и по геоморфологическим сведениям, получены данные о значительных латеральных перемещениях материала астеносферы, сопутствующих гляциоизостатическому поднятию и опусканию Балтийского щита (Аг1уггэЬкоу, 1967, 1971; МсСоппе1, 1968; Могпег, 1971, 1979, 1990; ЬашЬеск, 1993). В течение четвертичного периода ледниковые покровы появлялись и исчезали неоднократно, что, видимо, каждый раз сопровождалось изостатическими движениями. Учитывая эти факты, автор считает, что многоразовая своеобразная "прокачка" напряженных горных масс вертикальными движениями, связанными с гляциоизостазией, ослабляла связи внутри напряженных массивов пород и являлась своеобразным спусковым механизмом, резко активизировавшим собственно тектонические движения, в том числе и с латеральной компонентой. Горизонтальные подкоровые перемещения масс, компенсирующие гляциоизостатические поднятия и опускания, сами по себе являются вероятным источником движений в коре, имеющих латеральную компоненту.

Каким образом можно отличить движения земной коры, происходившие вследствие собственно изостатических процессов, от тектонических? Наблюдаемая в настоящее время на поверхности картина мор-фоструктур, безусловно, является суммарной, интерференционной, однако определенные соображения по данному вопросу высказать можно. При быстром гляциоизостатическом поднятии щита должно происходить растягивание его поверхности. Действительно, в рельефе повсеместно наблюдаются многочисленные морфоструктуры растяжения, преимущественно грабены самых разных масштабов. На микроуровне этот процесс, видимо, дополняется растяжением за счет снятия непосредственного ледникового давления на самый верхний слой пород. Одновременно с этим в работе автора и в некоторых других публикациях (Ми1г-¥оос1, 1989; ЬикаэЪоу, 1995) показано развитие структур сжатия (взбросо-надвигов, сдвигов и др.), которые, видимо, непосредственно связаны с новейшими и молодыми тектоническими движениями. Аналогичные выводы независимо сделаны А.И.Кожуриным и В.Г.Трифоновым (1997).

Каков источник тектонических сил, проявляющихся в новейшее и молодое время на Балтийском щите? В последнее время в научной печати широко обсуждается возможность влияния процессов, происходящих в Срединно-Атлантическом хребте (Карасик, 1974; Савостин и др., 1984) на тектонику кристаллических пород Балтийского щита и всей Восточно-Европейской платформы. В частности, считается, что общая юго-восточная ориентировка осей латерального сжатия обусловлена процессами спрединга (31ерЬап8зоп е1 а1, 1991; Мусатов, 1992; Леонов, 1995; 1ЛпсН1о1т, 1995; Сим, 1996, 1997) и что благодаря активному перетоку вещества в подкоровом пространстве происходит смещение свода Фенноскандии в юго-восточном направлении (Макаров, 1996). В работах же автора показано движение северного выступа Карельского мегаблока земной коры к северу и северовосто-ку, т.е. против потока под'корового материала, вероятно, двигающегося в юго-восточном направлении от Срединно-Атлантического хребта. Нет причин отрицать возможность влияния процессов спрединга в районах Балтийского щита. Однако кажется вероятным связать описываемые в работе деформации с более локальными причинами (которые, в свою очередь, могут быть при дальнейших исследованиях увязаны с процессами в Срединно-Атлантическом хребте), например, с оттоком масс от Кандалакшского грабена и соответствующими компенсационными деформациями в пределах Карельского массива.

Всегда ли латеральные движения происходят однонаправленно? По взглядам Г.С.Ананьева (1997), расположение морфоструктурных элементов Кольского полуострова (крупные горные гряды и цепи возвышенностей) обусловлено прохождением в горных массах региона сверхдлиннопериодных волн сжатия и растяжения, перемещающихся с низкой скоростью. Для подтверждения возможности подобных явлений Г.С.Ананьев приводит данные о смене напряженного состояния, измеряемого в породах в рудниках, за сравнительно короткие сроки и отражающего ультракороткопериодные изменения напряжений земной коры. Длиннопериодные волны сжатия и растяжения, прохождение которых происходит, видимо, за миллионы и десятки миллионов лет, вероятнее всего связывать с тектоническими процессами. Ультракороткопериодные - предположительно с перестройками названных процессов. Однако необходимо вспомнить и еще об одном источнике смены напряженного состояния массива пород. При оледенениях и дегля-циации происходит нагружение и разгрузка горных масс за счет появления и таяния ледников и сравнительно быстрые субвертикальные гляциоизостатические движения поверхности, достигающие по амплитуде сотен метров. Эти движения компенсируются в подкоровом слое значительными латеральными перемещениями субстрата. В связи с неоднократностью оледенений в течение четвертичного периода латеральные гляциоизостатические перемещения подкорового материала должны были происходить неоднократно, быстро и в противоположных направлениях. Не исключено, что они могли быть источником меняющегося поля напряжения в массиве и смены направления латеральной составляющей неотектонических деформаций, на время подавляя направленность собственно тектонических процессов.

Таким образом, не исключено, что массовое проявление морфост-руктур растяжения в рельефе (грабеновидных депрессий, ущелий, микрограбенов и др.) связано не только с растяжением свода Балтийского щита и снятием нагрузки льда с приповерхностного слоя кристаллических пород, но и с кратковременными движениями, ориентированными против деформаций сжатия, развивающихся в новейшем тектоническом поле напряжений.

Многие из исследованных морфоструктур показывают значительные амплитуды перемещений. Особенно это касается сдвигов, отражающих латеральные перемещения в сотни метров и даже первые километры. Реальны ли подобные высокоамплитудные деформации в условиях холодных и жестких пород щита? За какое время они происходили? С какими скоростями? Для обоснования самой возможности подобных деформаций кажется необходимым привести несколько примеров в заключение. 1) По геолого-геоморфологическим данным установлено, что при отступании ледникового покрова вслед за его краем двигался вал поднятий, компенсирующий снятие ледниковой нагрузки. Ширина вала составляла ориентировочно первые десятки километров, высота могла доходить до первых десятков метров. Существовала данная морфоструктура крайне ограниченное время (Исаченков, 1965; Антонов, 1997; Былинский, 1994). Естественно, что в ее образовании участвовали не только рыхлые отложения на поверхности и толщи фа-нерозойского чехла, но и кристаллические породы основания платформы. 2) Геодезические измерения, проводимые в районе Москвы и Подмосковья показывают следующую интересную особенность: территория собственно города опускается, вокруг же него фиксируется кольцо поднятий. Имеющуюся картину интерпретируют с точки зрения опускания Москвы под собственным весом и образования по периметру компенсационного воздымания (Никонов, 1977; Карта современных., 1989). 3) На Кольском полуострове широко разрабатываются полезные ископаемые. На одном из рудников в районе горы Юкспор отмечены факты заметных и быстрых искривлений подземных штолен, связанные с выбиранием руды в карьере на поверхности и разгрузкой горных масс. При этом массив кристаллических пород не теряет внутри видимой сплошности (Яковлев и др., 1977). 4) На территории США в районе Скалистых гор известно озеро Бонневиль, имеющее значитель

-тные размеры. При высыхании озера исчезло давление столба воды примерно 150 м высотой на площади более 200 кв.км, что, по геоморфологическим данным, привело к изостатическим куполообразным движениям в днище озера с амплитудой в несколько десятков метров и деформации плейстоценовых террас (Gilbert, 1890; Crittenden, 1967). 5) Геодезические наблюдения, проведенные на территории Финляндии, показывают наличие локальной современной горизонтальной подвижности кристаллических пород фундамента (J.Saari, 1992, со ссылкой на работу Chen, 1991)(рис.68).

Приведенные примеры позволяют уверенно говорить о возможности высокой подвижности кристаллических пород земной коры не только на значительной глубине, но и в ее приповерхностной части.

Известно, что в докембрийское время, в условиях сравнительно горячей коры, процесс роста гранито-гнейсовых куполов был, во многом, связан с явлением изостазии, т.е. всплыванием более легкого разуплотненного вещества в более тяжелом матриксе за счет гравитационной инверсии (Лишневский, 1965; Салоп, 1971). Происходили ли эти процессы в новейшее время? Ответ на этот вопрос могло бы дать математическое моделирование, однако на этом пути существует много неясностей. Консультации, проведенные автором с различными учеными, показали, что при всей сложности решения однозначного ответа получено не будет в связи с существованием различных подходов и алгоритмов. Не владея математическими методами, автор не берется за подобную работу. Можно высказать лишь дискуссионные соображения, исходя из имеющихся данных. Выше был приведен пример новейшей активизации кольцевой структуры "Калевала", расположенной в средней Карелии (рис.57). В этом месте наблюдается прерывистое кольцо из озерных депрессий диаметром около шестидесяти километров. Это кольцо отчетливо сечет архейские и протерозойские структуры, имеющие преимущественно северо-западную ори

Principal strain distribution in Finland based on geodetic data

Рис. 68 . Распределение осей напряжений (малых деформаций) на территории Финляндии по геодезическим данным (СЬеп,1991) из работы (БааН,1992). На врезке - участок детальных работ автора. Дугой показаны контуры Северокарельской зоны. ентировку и необъяснимо с точки зрения избирательных эрозионных процессов. В рельефе вся морфоструктура выражена в виде купола, в ее центральной части наблюдается область повышенной гранитизации и соответствующий ей мощный, читаемый даже на обзорных картах, гравитационный минимум. Автор рассматривает озерные депрессии как компенсационные новейшему подъему купола. В данном случае особенно важно отметить, что границы морфоструктуры являются наложенными, не унаследованными, т.е. купол является новообразованным и не связан с активизацией неоднородностей на границах древней структуры в условиях действия новейших полей напряжений. За вычетом подобного процесса, вероятность причинного влияния изостатическо-го фактора резко повышается.

Каковы же вероятные скорости тектонических движений, приводящих к значительным амплитудам последних? Современные геодезические и уровнемерные наблюдения показывают, в большинстве случаев, вертикальные скорости в доли миллиметров и миллиметры в год и лишь в отдельных случаях они достигают более десяти миллиметров в год (Победоносцев и др., 1971; Никонов и др., 1972; Богданов и др., 1973; Карта современных., 1973; Яковлев, 1979; Никонов, 1980). Можно предположить, что это и есть скорости перманентно протекающих тектонических процессов в новейшее и доновейшее время. Всегда ли так было? Установлено, что скорости движений земной коры региона в позднеледниковое и послеледниковое время на порядок превышали современные и составляли десятки сантиметров в год, что увязывается с гляциоизостатическим поднятием (Гзовский, Никонов, 1968; Грачев и др., 1970; Гуделис, 1973; Могпег, 1978). Известно, что Фенноскандия развивалась в режиме щита, т.е. в виде своеобразного купола, длительное время, практически весь фанеро-зой. В соответствии с этим должно было происходить и развитие более локальных геологических структур. Процессы гляциоизостазии приводили к неоднократному быстрому куполовидному воздыманию щита, т.е. действовали примерно в том же направлении, что и тектонические силы. В результате подобного совпадения легко предположить резкое убыстрение развития тектонической структуры территории с увеличенными скоростями, спровоцированное гляциоизостазией.

Какова вероятная продолжительность развития морфоструктур? Когда происходил пик активности рельефообразования? Как уже отмечалось ранее, точное датирование возраста рельефа на территории Балтийского щита встречается с серьезными трудностями, однако многие исследователи считают, что основные формы рельефа были заложены в доледниковое время и связаны с новейшими тектоническими движениями (Граве и др., 1964; Стрелков, 1973; Стрелков и др., 1976; Лукашев, 1976). В этом случае в их обновлении участвовали все неоднократные периоды активизаций движений земной коры, связанные с появлением и таянием ледников. Длительность развития рельефа и периодические ускорения движений совместно привели к появлению значительных амплитуд. Тектоногенное образование рельефа, сравнительно вяло происходившее в предчетвертичное время, было резко активизировано в четвертичную эпоху.

Можно подвести следующий итог: высокая объемная тектоническая активность кристаллических пород фундамента на новейшем этапе не является невозможной, даже исходя из общих представлений. Она могла проявляться в движениях масс пород, имеющих значительные скорости и амплитуды.

-3.10

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

В процессе работы был собран оригинальный материал по структурной геоморфологии Карельской части Балтийского щита, особенно детальный по Северокарельской зоне концентрированных деформаций. Анализ этого материала, с учетом литературных данных, позволил добавить новые аспекты в методический подход к морфоструктурным исследованиям рельефа платформенных территорий - имеется в виду выявление в рельефе и ландшафте новейших и молодых деформаций, имеющих не только вертикальную, но и латеральную компоненту. В свою очередь, это позволило, опираясь на известные достижения структурного парагенетического анализа, создать структурно-кинематическую модель новейшего геодинамического развития для локального участка земной коры. Общей методологической основой явились представления об объемных деформациях земной коры, в процессе которых активизируется и развивается геологическая структура во всем объеме горных масс, причем деформации имеют как вертикальную, так и латеральную компоненты (Леонов, 1993).

Можно подвести следующие итоги:

1. Путем усовершенствования и адаптации к конкретным условиям Балтийского щита известных геолого-геоморфологических методов, разработан новый ландшафтно-геоморфологический методический подход, который позволяет выявлять в рельефе и ландшафте неотектонические движения не только с вертикальной, но и с латеральной компонентой. В разработанном варианте он применим для щитов, плит и других участков земной коры, традиционно считающихся сравнительно слабоактивными. Методический подход подразумевает следующую последовательность действий: 1) выделение неотектонически обусловленных форм рельефа - морфоструктур; 2) сравнение рисунка мор-фоструктур и структурно-геологического строения территории, получение закономерных сочетаний; 3) интерпретация полученных данных с позиций достижений структурно-парагенетического и структурно-геоморфологического анализа, разработанных в районах высокой тектонической активности (например, в орогенах); 4) выделение структурно-геоморфологических парагенезов и создание структурно-кинематических схем, отражающих геодинамическое развитие исследуемых территорий.

2. В восточной части Балтийского щита установлены морфострук-туры, отражающие новейшие объемные тектонические деформации горных масс. Выделены морфоструктурные парагенезы, связанные с проявлениями сдвигания, замкового отслаивания, надвигания, роста куполов, выдавливания жестких неоднородностей, будинажа и др.

3. Создана детальная структурно-кинематическая модель новейшего геодинамического развития района Северокарельской зоны, которая показывает как общее движение горных масс этй части Карельского мегаблока в северном направлении, так и различные частные деформации, сопутствующие этому процессу и отражающие реакцию неоднородностей среды на новейшее поле напряжений.

4. Выявлена палеосейсмодеформации, свидетельствующие о высоком уровне тектонической активности и сейсмического потенциала земной коры исследованных участков восточной части Балтийского щита в конце новейшего этапа - в молодое и современное время.

-ра

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Зыков, Дмитрий Сергеевич, 1999 год

1. Ажгирей Г.Д. Структурная геология. М.: Изд-во МГУ. 1956. 493с.

2. Ананьев Г.С. Геоморфологические аномалии и их изучение. Вестн. МГУ. Сер. геогр. 1970. N2.

3. Ананьев Г.С. Происхождение рельефа центральных районов Кольского полуострова (с позиций пульсационно волновой гипотизы рельефообразования) Геоморфология, N4. 1997.с.34-42.

4. Ананьин И.В. Землетрясения Балтийского щита и особенности из проявления // Сильные землетрясения и сейсмические воздействия. Вопросы инженерной сейсмологии. Вып.28. М.: Наука, 1987. с.96-105.

5. Апухтин Н.И. Новые данные о распространении морских трансгрессий в поздне- и послеледниковое время в Северной Карелии // Материалы по четверичной геологии и геоморфологии СССР. Вып.1. нов. сер. Л., 1956. с.44-51.

6. Апухтин Н.И. Геоморфология // Геология СССР, т.XXVII, ч.1, Мурманская обл., М.: Госгеолтехиздат, 1958, с.632-652.

7. Апухтин Н.И., Экман И.М. Стратиграфия: Мурманская область, Карелия, запад Архангельской, северо-запад Вологодской и север Ленинградской области // Геология четвертичных отложений Северо-Запада Европейской части СССР. Л.: Недра, с.48-110.

8. Арманд А.Д. Краткая геоморфологическая характеристика берегов Умбозера. Изв. Карельскю и Кольскю ФАН СССР, 1959, N3,с.48-59.

9. Арманд А.Д. Очерк формирования рельефа и четвертичных отложений Хибинских тундр // Вопросы геоморфологии и геологии осадочного покрова Кольского полуострова. Апатиты, 1960.с.32-84.

10. Арманд А.Д. Развитие рельефа Хибин и прихибинской равнины. Апатиты.: Кольский филиал АН СССР, 1964. 244с.

11. Арманд А.Д., Арманд H.H. Новейшие тектонические движения в Верхнепонойской депрессии (Кольский полуостров) // Геофизика и тектоника Кольского полуострова. М.-Л., Наука, 1966.с.86-89.

12. Арманд А.Д., Граве М.К. Стратиграфия антропогеновых отложений Кольского полуострова в сопоставлении с соседними районами // Формирование рельефа и четвертичных отложений Кольского полуострова. М.-Л., 1966. с.5-15.

13. Арманд А.Д., Граве М.К., Кудлаева A.A. Поверхности выравнивания и коры выветривания Мурманской области // Основные проблемы геоморфологии и стратиграфии антропогена Кольского полуострова. Л.: Наука, 1969. с.112-123.

14. Ассеев A.A., Маккавеев А.Н. Гляциоморфологические критерии эрозии древних материковых покровов Европы // Материалы17