Глава 6.

Разломно-тектонические («экзарационные») и дизъюнктивно-складчатые типы рельефа

В данной главе рассматриваются генезис и механизм формирования «экзарационных» типов рельефа, доказывается их разломно-тектоническая природа. Во второй части главы приводятся доказательства разломно-складчатого происхождения других «ледниковых» типов рельефа - озов (эскеров), друмлинов, конечных морен.

На Балтийском и Канадском кристаллических щитах широко развит так называемый экзарационный рельеф - фиорды, шхеры, озерные котловины, бараньи лбы, курчавые скалы.

Уже полтора века эти формы рельефа являются оплотом, главными устоями ледниковой теории. Считается, что в четвертичный период именно покровные ледники выпахали и вырезали в докембрийских породах глубочайшие фиорды, шхеры, озерные котловины, друмлины, придающие необычайную живописность ландшафтам Карело-Кольского региона и Фенноскандии в целом. Утверждается также, что ледниковые покровы одновременно с выпахиванием гнейсов, гранитов, амфиболитов и других пород полировали их, наносили штрихи и борозды, превращали их в бараньи лбы и курчавые скалы, а заодно дробили их на глыбы и валуны.

Это была фундаментальная теория, и никто не должен был сомневаться в её правильности. Но в полевой сезон 1979 года, ведя геологические работы на скалистых берегах Кандалакшского залива Белого моря, я обратил внимание на то, что отполированные и штрихованные скальные поверхности погружаются («уходят») под блоки и пласты коренных пород. Это был ключевой момент: значит бараньи лбы, штрихи и борозды могут иметь тектоническое происхождение!

В течение последующих лет я расширял районы исследований - ими были охвачен весь Кандалакшский грабен, Северное Приладожье с его многочисленными скалистыми шхерами, западная часть Беломорья, берега Онежского озера, обрывистые скалы Мурмана (берега Баренцева моря) и центральные части Кольского полуострова. Сравнительные наблюдения были проведены в Крыму, на озере Балхаш, в горах Северного Кавказа. Стояла задача детально изучить все типы экзарационного рельефа, раскрыть механизм формирования, выяснить соотношение этого рельефа (парагенез) с неотектоническими разломами, изучить зоны погружения («ухода») отполированных и изборожденных скальных поверхностей под коренные породы.

Мною также постоянно велась фотогеологическая документация, а затем и видеосъемка наиболее интересных объектов. Широко использовались аэрокосмические материалы.

Результаты исследований по данной тематике публиковались отдельными разделами в моих монографиях, касающихся неотектоники, поисковой геологии и проблем ледниковой теории (Чувардинский, 1998, 2000, 2001). Краткому рассмотрению вопросов происхождения и механизма формирования экзарационных типов рельефа посвящен и настоящий раздел.

6.1. Бараньи лбы, курчавые скалы

Крупные разломные зоны, тектонически-активные и в настоящее время являются весьма благоприятными для познания механизма образования указанных форм рельефа. К таким зонам относятся Кандалакшский и Ладожский грабены, фиордовый берег Мурманского блока, другие тектонически-активные зоны щита. Именно в таких районах широко развит весь комплекс «экзарационного» рельефа и в первую очередь, рельефа бараньих лбов и курчавых скал.

Рельеф бараньих лбов и курчавых скал развит на всех типах кристаллических пород - метаморфических, вулканогенно-осадочных, интрузивных породах архея, протерозоя и палеозоя. Наиболее типичные, «эталонные» формы этого рельефа сформированы на интрузивных массивно-кристаллических породах - гранитах, габброидах, перидотитах.

Надо отметить, что укоренившиеся термины - бараньи лбы и курчавые скалы, никак не соответствует их облику. Это, прежде всего сглаженные, отполированные скалы. Бараньей кудрявой шертистости и курчавости в них - ноль. Это полностью лысые лбы и лысые скалы (рис. 23). К тому же их «лысенкование» и скальпирование не связано с ледником, а является производным разломно-дислокационных процессов, что будет показано ниже.

В крупных обнажениях, представляющих собой группы бараньих лбов, устанавливается непосредственное продолжение полированных, штрихованных скальных поверхностей под блоки коренных пород. Погружение полированных и штрихованных плоскостей под блоки пород наблюдается в бортах фиордов, и, особенно, в полосе развития шхерного рельефа - везде, где имеются крупные уступообразные площадные обнажения кристаллических пород (рис. 24, 25).

Подобное структурное залегание отполированных и штрихованных скальных поверхностей показывает, что мы имеем дело с тектоническими зеркалами скольжения. Механизм их образования известен давно и заключается в следующем: при скольжении блоков вдоль линии разрыва плоскости сместителей притираются, полируются, на породах образуются штрихи, борозды, ориентированные по направлению смещения блоков, формируются различные мелкие сколы. Происходящие при этом приразломные срывы пород дают материал для глыбовой брекчии трения и глинки трения.

Полировка, формирующая «лысину» бараньих лбов и курчавых скал, нередко имеет почти зеркальную поверхность, и по существу, представляет в таких случаях сплошную пленку милонита - тонкоперетертую, перекристаллизованную породу толщиной от долей до 1-2 мм. В других случаях пленка милонита развита фрагментарно, нередко наблюдаются «нашлепки» милонитов, иногда толщиной до 0,5 см. Милониты зеркал скольжения надвигов, формирующих лысины бараньих лбов, хорошо различаются как в срезе образцов, так и шлифов, независимо от состава и зернистости материнской породы.

Еще один важный признак тектонического генезиса - тектонический тип поверхности бараньих лбов и курчавых скал: независимо от состава пород, слагающих «лбы», все породообразующие минералы, линзовидные и жильные включения (в том числе жилы мономинерального кварца), срезаны под один уровень. Ни один экзогенный природный процесс, кроме тектонического срезания-скалывания, не может формировать такие поверхности.

Сместители разных типов разрывных дислокаций различаются по морфологии и другим признакам. Наиболее выразительный, эталонный рельеф бараньих лбов и курчавых скал формируется в результате взбросо-надвиговых смещений. Сместители взбросов, надвигов и приповерхностных сколов обычно имеют выпуклую форму, хорошо отполированы и почти всегда покрыты системой параллельных или близпараллельных штрихов и борозд. На их поверхности нередко развиты другие тектоглифы - ступени скола, дугообразные и подковообразные выемки, а также шевроны.

Парагенетическая сопряженность всех типов «экзарационного» рельефа (включая бараньи лбы, курчавые скалы, системы штрихов и борозд, других тектоглифов) с разрывными дислокациями устанавливается во всех исследованных мною районах. Но особо ярко проявляется эта связь в крупных зонах неотектонической активизации, характеризующихся развитием систем кулисообразных сдвигов - глубинных и региональных (Кандалакшский, Ладожский грабены, северо-западная часть Мурманского блока). В таких структурах, в зонах динамического влияния крупных сдвигов формируются многочисленные взбросы, надвиги, сколы, а также сбросы, срывы, вторичные сдвиги. Они, в первую очередь надвиги и взбросы, формируют наиболее типичный рельеф бараньих лбов и курчавых скал. Отполированные и изборожденные уплощенные скальные поверхности не что иное, как тектонические сместители и зеркала скольжения разрывных структур (рис. 26, 27, 28).

В интрузивных и глубокометаморфизованных породах морфология, а нередко и сам способ формирования бараньих лбов и курчавых скал, обусловлены блочностью пород. Система трещин-отдельностей образует в таких породах матрацевидные, пластовые, утюгообразные (клиновидные), яйцеобразные и чушковидные отдельности. Нередко пласты и отдельности имеют чешуйчатое (или черепитчатое) залегание и частично перекрывают друг друга. Обнажаясь от перекрывающих или смежных блоков, породы предстают в облике типичных, «лысых» бараньих лбов (рис. 29).

Нередко задают вопросы: куда делось надвинутое крыло, почему тектонические бараньи лбы в своей основной массе оголённые, лысые? Привычный ледник не вызывает таких вопросов - он отполировал скалы и растаял, так сказать, надвинутое ледяное крыло испарилось.

Поэтому полезно следующее небольшое разъяснение. Дислокации взбросо-надвигового типа, приведшие к формированию рельефа бараньих лбов и курчавых скал - это преимущественно сколовые структуры мелких порядков. Они являются оперяющими по отношению к региональным и глубинным сдвигам и развиты в зонах их динамического влияния. Иначе говоря, горизонтальные смещения по сдвигам вызывали массовое приповерхностное скалывание и скольжение блоков и пластин пород. Будучи маломощными (до 10-20 метров толщины) и сильно трещиноватыми, они разрушались на глыбы и валуны в процессе своего движения. Поэтому лежачее крыло не только полировалось и штриховалось, но и одновременно обнажалось. Глыбово-валунный материал распавшихся надвинутых блоков находится тут же, у подножья бараньих лбов - особенно с их дистальной стороны.

Рассматриваемый процесс близок к известному в геодинамике явлению тектоно-кессонного эффекта, когда вследствие резкого падения внутреннего напряжения в дислоцированных блоках происходит их распад на глыбовые составляющие.

Изучение глубинных неотектонических разломов и зон их динамического влияния показало парагенетическую связь «экзарационных» типов рельефа (бараньих лбов, курчавых скал, полировки пород, систем штрихов и борозд) с такими структурами, как надвиги, взбросы, сбросы и сдвиги. Массовое развитие перечисленных форм рельефа наблюдается на окончаниях крупных сдвигов, и они по существу представляют собой сместители и зеркала скольжения перечисленных приповерхностных разрывных структур, висячие крылья которых большей частью разрушены на глыбово-валунную составляющую. И это дает ответ на вопрос, почему так много глыб и валунов в Карело-Кольском регионе.

Разломно-тектонический генезис «экзарационных» типов рельефа также подтверждается следующими данными:

1) В контуре крупных обнажений прослеживается погружение отполированных и изборожденных склонов бараньих лбов и курчавых скал под висячие крылья надвигов, взбросов и пологих сбросов, то есть «уход» бараньих лбов под коренные породы.

2) В интрузивных массивах при гравитационном сползании блоков пород обнажаются отполированные «лысины» типичных бараньих лбов внутриблочного происхождения.

3) Тектонический тип поверхности рельефа бараньих лбов и курчавых скал, представляющих собой структурные волны, характерные для надвиговых структур. Зеркальная поверхность «лбов» покрыта пленкой милонитизированных пород. Системы борозд и штрихов имеют параллельное и субпараллельное расположение, типичное для тектонических структур.

Перечисленный широкий спектр морфоструктур и тектоглифов зеркал скольжения включается в арсенал последствий и признаков неотектонических дислокаций, что имеет существенное значение для геодинамических исследований и палеогеографических реконструкций.

6.1.2. Бараньи лбы внеледниковых областей

Нередко задают вопрос, почему бараньи лбы развиты только в районах, которые принято покрывать четвертичными ледниками? Это не так. Рельеф бараньих лбов и курчавых скал развит не только на Балтийском или Канадском щитах, но и в так называемых внеледниковых районах - там, где имеются крупные выходы интрузивных или метаморфических кристаллических пород и, где проявлена неотектоническая активизация. Мною рельеф бараньих лбов наблюдался на гранитных массивах района озера Балхаш, а так же на интрузивных породах и на известняках Южного берега Крыма. Известны типичные отполированные бараньи лбы на юрских гранитах в Нигерии (рис. 30). По исследованиям Ю.П. Селиверстова в Западной Сахаре выходы кристаллических пород являют собой типичные курчавые скалы, причём среди валунно-глыбового материала имеются и эрратические валуны.

Типичные бараньи лбы сформировались на юрских гранитах в Северной Корее в районе озера Самир (журналы «Корея», 1983 №1, 1984, №4), на гранитах острова Хайнань в Южно-Китайском море (журналы «Китай», 1988 № 6,10). Как следует из средств массовой информации, иллюстрированных журналов «Гео», «Вокруг света» и документальных кинофильмов, рельеф бараньих лбов наблюдается на породах северо-западных берегов Испании, в Португалии, на интрузивных породах Бразилии, Индии. Широко развиты курчавые скалы на кристаллических породах в Нубийской пустыне, а также на гранитах в Юго-Западной Африке - в Намибии («Геоморфология», №1, 2011). Не надо далеко ходить. В январе 2012 года круизный лайнер «Коста Конкордиа» столкнулся с подводными курчавыми скалами итальянского о. Джильо. Как хорошо видно на видеокадрах хроники, скалистые бараньи лбы развиты на берегах этого острова.

6.2. Озерные котловины

На генезис озерных котловин, врезанных в кристаллические породы Балтийского и других щитов, существует две точки зрения. Согласно первой, формирование котловин полностью связано с экзарационной деятельностью покровных ледников, по второй точке зрения - озерные котловины в целом имеют тектоническое происхождение, но ледник отполировал скалистые берега, нанес штрихи и борозды. Наземные исследования и дешифрирование аэро - и космоснимков показывают отчетливую приуроченность озерных котловин к неотектоническим разломам, но сторонники ледникового учения не замечают этих фактов и не объясняют, каким образом ледник выпахивал крестообразные, коленообразные или самолетообразные котловины в коренных породах (рис. 31, 32). Ведь для того, чтобы их выпахать, ледниковый покров должен менять направление своего движения на 90°, и каждый раз глубоко вгрызаться в кристаллические породы. Что касается ледниковой обработки коренных озерных берегов (вторая точка зрения), то действительно, на кристаллических породах, вмещающих озера, наблюдаются штрихи, полировка пород, серповидные выемки, да и сами коренные выходы представляют рельеф бараньих лбов, а озерные острова - шхерный рельеф. Все эти «следы ледника» являются ординарными признаками тектонических дислокаций. Само разломообразование порождает эти формы рельефа (рис. 31, 32), но от ледника никто не думает отступать.

Итак, озерные котловины на щите можно разделить на два основных типа:

1) Котловины, заложенные по структурам растяжения - сбросам, раздвигам (на тектонических блоках, находящихся в стадии растяжения).

2) Котловины, сформированные в зонах тектонического сжатия в результате надвигово-взбросовых и сдвиговых дислокаций.

Для котловин первого типа группы «экзарационного» рельефа, бараньи лбы, штриховка и полировка скальных склонов нехарактерны и наоборот, озерные котловины структур сжатия и сдвига несут на своих склонах (и днище) следы тектонических смещений в виде зеркал скольжения со штриховкой и серповидными выемками и соответствующих форм рельефа (бараньих лбов, шхер и т.п.).

Подновление неотектонических разломов, приведших к образованию озерных ванн, происходит и ныне. Об этом свидетельствует приуроченность к ряду озер эпицентров землетрясений (озера Ладожское, Панаярви, Венерн, Веттерн, Инари, Пайянне, Терьянневеси, Кайлавеси).

6.3. Шхерный рельеф

«Гляциологический» (1984) и «Геологический» (1973) словари определяют этот тип рельефа как комплекс скалистых сильно изрезанных берегов и многочисленных островов, представляющих систему выпаханных ледником долин и групп бараньих лбов и курчавых скал.

Анализ аэро- и космоснимков, геологических карт, полевые, наземные исследования показывают, что «выпаханные ледником» шхерные ландшафты на самом деле имеют тектоническое происхождение. Они образуют систему продольных и поперечных разломов, выраженных в рельефе как линейные депрессии (рис. 33). При этом наибольшая глубина депрессий приурочена к узлам пересечения разломов разного направления, здесь образуются замкнутые котловины. Вместе с островами-шхерами и расчлененными участками берегов разломы формируют типичный блоково-тектонический рельеф, в той или иной мере находящийся под уровнем морских и озерных вод.

Механизм формирования шхерного рельефа связан с неотектонической активизацией относительно пониженных участков щита. Развитие таких мощных разломных зон, как Кандалакшская или Ладожская, вызывает образование (или подновление) региональных или локальных разломов, в том числе оперяющих. А это в свою очередь приводит к формированию в кристаллических породах ущелий, замкнутых западин, к более резкому разделению массивов пород на блоки. К дальнейшему преобразованию рельефа приводят движения по разломам, когда происходит скалывание приповерхностных блоков и образуются многочисленные поверхности скольжения и рельеф «курчавых скал» и «бараньих лбов».

В разломах сдвигового типа в секторах сжатия идет процесс выдавливания приразломных блоков, а в секторах растяжения - раздвигание крыльев разлома, что приводит к углублению разломных швов, к образованию замкнутых желобов и ущелий. Эти процессы могут происходить как в подводных условиях, так и на суше, в том числе прибрежно-морской. В первом случае происходит углубление участков дна, дифференциация рельефа, во втором - крупные разломные зоны преобразуются в шхерно-озерные и шхерно-морские ландшафты. При этом за счет тектонического дробления происходит массовое образование валунно-глыбового материала.

6.4. Фиорды

Фиорды - это длинные, узкие и глубокие морские заливы и проливы с крутыми берегами, сложенными кристаллическими породами. Высота надводных и подводных бортов фиордов достигает сотен метров, иногда 2-2,5 км. Фиорды теснейшим образом связаны с системами неотектонических разломов земной коры (рис. 34, 35). Они вместе с их ответвлениями (или фиордами-проливами) пересекаются между собой, чаще всего под прямыми углами, образуя решетчатый в плане рисунок. Направление фиордов может резко, коленообразно меняться на 90 градусов, на отдельных участках отвесные борта фиордов резко сужаются с 10-15 км до сотни метров, что делает невозможным применение теории глубочайшего - до 2 км ледникового выпахивания крепчайших кристаллических пород. Напомним, что академик В.М. Котляков считает, что ледник даже вырезал(!) фиорды.

Анализ геологических данных и материалы дистанционных исследований показывают, что фиорды Мурманского берега, знаменитые норвежские фиорды и более мелкие их аналоги на берегах Белого моря и Ладожского озера, заложены по разломам - сдвигам и раздвигам. Активизация на неотектоническом этапе разломных зон, представляющих систему параллельных сближенных разрывов, и привело к образованию таких крупных отрицательных форм рельефа, как фиорды. В отличие от шхерного рельефа, в фиордах сдвиги и раздвиги имеют более глубокое заложение и их следует относить к категории глубинных разломов. Полировка бортов фиордов, штрихи и борозды на поверхности скал - это ординарные следы смещения по разломам.

В капитальном труде «Природа и происхождение фиордов» (1913) выдающийся британский геолог Дж. Грегори показал, что фиорды развиты не только в областях четвертичного оледенения, но и во «внеледниковых» районах (Далматинское побережье, Греция, Турция, Корея, северо-западное побережье Испании). По данным Грегори, фиордовым побережьям внеледниковых районов также присущи бараньи лбы, штриховка и полировка коренных пород. По Грегори все фиорды имеют тектонический генезис.

Как следует из материалов по деятельности ледников, никакого выпахивания покровные ледники не производят. Они даже не могут выпахать воду подледниковых реликтовых озер и, естественно, не могут выпахивать, вырезать в кристаллических породах глубочайшие фиорды, шхеры, озерные котловины, бараньи лбы. Покровные льды лишь занимают доледниковые тектонические формы - грабены, древние долины, тектонические ущелья, они надежно предохраняют доледниковую поверхность от физического выветривания, от денудации.

6.5. О разломно-складчатом происхождении озовых гряд

Первыми, кто подметил пространственную связь озовых гряд с неотектоническими разломами фундамента, были финские геологи Э. Хюппя, М. Харме и Х. Парма. Установив сопряжённость озов и активных разломов, они выдвинули новую гипотезу формирования озов, согласно которой, тектонические вертикальные движения по разломам кристаллического фундамента вызывали образование в теле ледникового покрова сети радиальных и поперечных трещин. Затем в процессе таяния ледника эти трещины заполнялись песчано-гравийными отложениями. Работы ряда учёных в восточной части Балтийского щита также подтвердили сопряжённость озов и озовых магистралей с неотектоническими разломами фундамента. При этом карельские учёные Г.С. Бискэ, Г.Ц. Лак, А.Д. Лукашов (1971) соглашаются с выводами финских геологов относительно нового механизма формирования озов и подчёркивают: «Озовые гряды Заонежья и Повенецкого залива протягиваются параллельно основным разрывным нарушением. Наблюдения над ними позволяют утверждать, что озы не только зависят от морфологии поверхности коренного ложа, но и генетически связаны с такими структурными элементами, как тектонические разломы. Подвижки, прошедшие по тектоническим разломам в ледниковое время, могли воздействовать на ледниковый покров, формируя в нём системы трещин, впоследствии фиксируемых озами». Их поддерживает Е.В. Рухина (1973), которая отметила совпадение ориентировки озов и разломов и пришла к выводу, что «образование озов связано с молодыми тектоническими разломами и подвижками вдоль них», с последующим заполнением разломов в леднике песчано-гравийными отложениями.

Итак, согласно этим заключениям, озы генетически связаны с неотектоническими разломами, но являются ледниковыми по происхождению. Остаётся, однако, необъяснимым источник поступления, в полученные таким сложным путём ледниковые трещины, песчано-галечного заполнителя. Если учесть, что речь идёт о материковом леднике, этот вопрос остаётся без ответа, так поверхностные и внутренние морены в покровных ледниках отсутствуют. К тому же для образования в ледниковой толще протяжённых разломов и трещин нужны очень большие перепады рельефа. Ледник - вязкопластичное тело и трещины (в основном поперечные) в нём возникают или на весьма крутых перепадах рельефа (зоны ледопадов), или в концевых частях ледников, обрывающихся в море. Для возникновения продольных (для формирования радиальных озов) региональных трещин в материковом леднике 2-3 километровой толщины необходимы весьма масштабные, в сотни метров, вертикальные поднятия того или иного крыла регионального разлома. В действительности, такого масштаба и такого типа движений по разломам Балтийского щита не зафиксировано.

Изучение разломов, к которым приурочены озы и озово-камовые магистрали, показало, что каких-либо существенных вертикальных перемещений одного борта разлома относительно другого не имеется (Чувардинский, 1998, 2000). Тип дислокаций по этим «озовым» разломам совсем иной, чем это требуется для ледниковой теории - это дислокации, вызванные горизонтальным тектоническим сжатием - преимущественно взбросо-сдвиги и надвиги. Причём взбросовоя составляющая реализовывалась в складкообразовании и скучивании надразломных рыхлых отложений. По исследованиям автора, сопряженность озовых гряд и разломов фундамента отчётливо устанавливается дистанционными методами и подтверждается геофизическими и буровыми работами (Чувардинский, 1998, 2000). Бурение показало, что неотектонические разломы и зоны дробления располагаются непосредственно под озами или следуют вдоль их более крутого склона.

Важный материал для познания механизма формирования озов даёт изучения их внутреннего строения. Во всех случаях, если озы сложены осадками разного литологического состава, чередующимися в разрезе пластами песков, галечников, супесей, суглинков и гравийных отложений, устанавливается облекающее, антиклинальное залегание этих пластов. В некоторых разрезах озовые гряды имеют чешуйчато-складчатое строение, иногда отложения озов образуют диапировые структуры. Такое строение озов исключает возможность их образования потоково-ледниковым путём. С другой стороны, антиклинальное или чешуйчато-складчатое залегание слоёв, приуроченность озов к разломам, простирание их вдоль осевых линий разломов позволяет считать, что озы имеют тектоническое происхождение - их следует рассматривать как надразломные и приразломные складки продольного сжатия (рис. 37, 38, 39).

Механизм формирования озов представляется следующим: при горизонтальных, тектонических сжатиях в зонах разломов происходит сближение и смыкание крыльев крутопадающих сбросо-сдвигов и инверсия их в надвиги и взбросо - сдвиги. При этом происходит скучивание (сжатие) в антиклинальные складки - пологие или более крутые - рыхлых отложений, перекрывающих зоны разломов, а также имеет место выдавливание материала из шовных зон разломов. В пользу рассмотрения озов как надразломных складок продольного сжатия свидетельствует и наличие на плоскостях раздела пластов зон притирания (зеркал скольжения), образующихся при изгибе четвертичной толщи, а также многочисленных микросбросов, гофрировки глинистых прослоев. Последнюю можно рассматривать как мелкую складчатость набегания, характерную для складок сжатия.

В зависимости от строения зоны разлома - его ширины, протяжённости, степени тектонического сжатия и мощности перекрывающих рыхлых отложений - формировались озы различной ширины, высоты и длины (рис. 36-39). Предварительные расчёты показывают, что для образования оза высотой 10-15 м, при первоначальной мощности рыхлого чехла в зоне разлома 5-7 м, величина тектонического сжатия (сближения крыльев разлома, уплотнения зон трещиноватости) должна составлять 20-30 м. Рыхлые отложения в образовавшейся гряде сжатия принимают облекающие, антиклинальное залегание. Оно отчётливо видно в озах, сложенных слоистыми осадками или отложениями разного литологического состава. При сильных тектонических сжатиях, вызывающих в коренных породах значительные дислокации сдвиго-взбросового типа, происходит дальнейшая деформация надразломных отложений - формируемые озы изгибаются, сдваиваются и даже страиваются. Извилистость озовых гряд и их разная высота по простиранию обусловлены также неравномерной мощностью отложений, перекрывающих зону разлома, и разным типом тектонических дислокаций на различных участках разлома. Поскольку в пределах протяжённых зон разломов, занимающих пониженные участки щита, развиты разнообразные по генезису осадки - от речных и озёрных до морских, то озы на разных своих отрезках могут быть сложены различными по литологии, генезису и возрасту отложениями. Это и наблюдается в действительности. Озы чаще всего сложены песчано-галечными отложениями (с прослоями супесей и глин) озерно-аллювиального и морского генезиса. Последнее доказывается тем, что в разрезах ряда озов Карело-Кольского региона нередки находки раковин морских моллюсков.

Желание выдать озовые гряды за творение ледника иногда приводит к большим казусам. Так, в крупном озе Верес-сельга на юге Кольского полуострова, представленном участникам VII Всероссийского совещания по четвертичному периоду (2011 г.), участники экскурсии неожиданно обнаружили скопления морских раковин. Раковины залегали в гравийных песках в ядре оза, поперечное строение которого вскрыто карьером.

Ранее в 1970 году в другом разрезе этого оза на участке Талый ручей геологи-съемщики в слоях песков выявили морские (солоноводные) диатомовые водоросли.

Высота данного оза до 30 м, протяжённость более 60 км, он сопряжен с неотектоническим сдвигом и имеет то же юго-восточное простирание. Эта гряда имеет тектоническое происхождение - она является надразломной антиклинальной складкой продольного тектонического сжатия. В складкообразование были вовлечены морские отложения, перекрывающие зону сдвига.

В заключение следует указать на отсутствие озов у края современных ледников, как покровных, так и горно-долинных, тогда как на Балтийском щите они являются непременным элементом местных ландшафтов.

6.6. Друмлины

Грядовые комплексы рельефа, относимые к друмлинам, широко развиты на Балтийском щите. Они нередко образуют целые поля, в которых гряды ориентированы в определенном направлении, будучи параллельны (или субпараллельны) друг другу.

Размеры таких друмлиновых полей составляют в ширину до первых десятков километров и в длину до нескольких десятков и иногда сотен километров. По существу такие грядовые комплексы нередко определяют ландшафт страны, составляя характерную особенность ее рельефа. Примером является Карелия. В ее северной части поля друмлинового рельефа имеют широтное и субширотное простирание - восточное и северо-восточное. Для центральной части Карелии ориентировка друмлиновых полей субмеридиональная - с северо-запада на юго-восток.

Гряды в комплексе такого рельефа имеют длину от сотен метров до 2-3 км, высоту от нескольких метров до 50-70 (иногда 100) метров, ширину - 200-500 м. Крутизна склонов гряд от 20 до 40-50о (имеются гряды с отвесными склонами). Межгрядовые понижения имеют ширину от 100-200 м до 500-800 м и большей частью заболочены, к ним приурочены многочисленные озера. Если гряды в полосе развития друмлинового рельефа сменяют друг друга по простиранию, то межгрядовые понижения прослеживаются почти беспрерывно. Строение (сложение) друмлинов на Кольском п-ове и в Северной Карелии различно. Одни друмлины сложены коренными породами, другие имеют коренное ядро или нацело сложены четвертичными отложениями.

Главнейшей чертой строения друмлинового рельефа является четкая зависимость простирания гряд (и лобжин) от разломно-тектонического строения фундамента и чехла.

Прямая зависимость простирания грядовых комплексов друмлиновых полей от проявлений новейшей разрывной тектоники устанавливается как наземными исследованиями, так и дешифрированием аэро - и космоснимков.

Исследования, проведенные мной на Кольском п-ове и в Северной Карелии, показывают, что в контуре полей развития друмлинового рельефа сеть разрывных нарушений не только соответствует простиранию гряд и ложбин, но и приобретает доминирующее направление (северо-запад Кольского п-ова, полоса озеро Имандра-Канозеро-Порья губа, озеро Кереть-губа Чупа и т.д.).

Особенно четко эта зависимость проявлена в Карелии (Карельском мегаблоке), простирание разрывной сети, соответствующее простиранию грядового друмлинового (сельгового) рельефа - С3 310-320о составляет около 85 %. В Ладожском мегаблоке северо-западное простирание разломных линий, соответствующее простиранию сельгового рельефа, достигает более 90% (Чувардинский, 1998).

Каков же механизм образования друмлинового рельефа? На этот счет существует несколько гипотез, но все они, так или иначе, связывают его формирование с деятельностью материковых ледников.

Этим теориям присущи следующие недостатки: 1) не учитываются физико-механические свойства льда и реальные механизмы движения ледников, свидетельствующие, что ледники не в состоянии выпахивать ни коренные, ни валуносодержащие породы; 2) утверждая ледниковый генезис друмлинов, авторы таких теорий не рассматривают тектоническое строение фундамента, не анализируют явную связь систем разломов с простиранием друмлиновых полей.

Грядовый (друмлиновый) рельеф и система сближенных линейно ориентированных разрывов составляют единую парагенетическую систему. При этом линейные, параллельные разрывы проходят по межгрядовым понижениям, а поперечные разрывы разбивают гряды на отдельные отрезки (Чувардинский, 1998). Друмлины Кольского п-ова и Северной Карелии, а также Приладожья сложны кристаллическими породами.

Системы линейных разрывов, формирующих гряды и ложбины, секут все метаморфические и интрузивные образования архея и протерозоя. Они могут совпадать с простиранием докембрийских складчатых структур на их отдельных отрезках, идти поперек или под острым углом к ним. Линейно ориентированные вдольгрядовые разрывы относятся к системе малоамплитудных сдвигов. Сдвигами являются и системы сближенных параллельных разломов, формирующих сельговый рельеф Северного Приладожья, целиком сложенный кристаллическими породами. На хорошо обнаженных участках в бортах сдвигов на гранитах и гнейсах фиксируются зеркала скольжения со штриховкой, ориентированной горизонтально - вдоль линий тектонических смещений. При наличии маркирующих горизонтов - даек щелочных пород, устанавливается и амплитуда сдвиговых смещений. В районе Порьей губы на юго-востоке Кандалакшского грабена она составляет десятки метров, а на северо-востоке Кольского п-ова смещения по сдвигам, формирующим друмлиновый рельеф, достигают первых сотен метров. В полосе классического (по Н.Н. Арманд) друмлинового рельефа, развитого на гранитоидах в районе Лявозеро-Контозеро (центральная часть северо-востока Кольского п-ова) Л.М. Граве (1966) было установлено около 100 разрывов с горизонтальным (сдвиговым) смещением по разломам, формирующим этот друмлиновый рельеф. Зафиксированные неотектонические сдвиговые горизонтальные смещения имеют амплитуды от 200 до 540 м., при этом Л.М. Граве отмечает существование также и вертикальных смещений с амплитудой до нескольких десятков метров.

Надвиги и взбросы, моделирующие поверхность друмлинов и усложняющие их внутреннее строение, наблюдаются и в друмлинах, сложенных рыхлыми отложениями. По данным С.И. Рукосуева (1982, 1986) в Карелии друмлинам, сложенным “мореной”, присуще чешуйчато-надвиговое и чешуйчато-складчатое строение (которое он объясняет малопонятным действием ледника). Это указывает на то, что друмлины, сложенные «мореной», при своем формировании испытывали те же (или близкие) тектонические напряжения, что и составляющие с ними единые поля, скальные и полускальные друмлины.

Мною также изучался друмлиновый рельеф полуострова Рыбачий. Друмлины хорошо выделяются на аэроснимках и по морфологии близки обширным друмлиновым полям в северной части Канадского щита (аэрофотоснимки этих полей приведены в книге «Ледниковое наследие Канады» (Prest, 1983). Рыбачинские друмлины сложены осадочными образованиями рифея - песчаниками и глинистыми сланцами. Выделяются две обширные друмлиновые полосы, имеющие различное простирание: полоса друмлинов в восточной части полуострова ориентирована на северо-восток, а простирание друмлинов в западной части полуострова - северо-западное.

Рыбачинские друмлины представляют собой серию параллельных гребневидных и валообразных открытых антиклинальных складок - симметричных, ассиметричных и моноклиналей. Складки сложены рифейскими песчаниками и глинистыми сланцами и имеют следующие размеры: высота от 2-4 м до 10-20 м, ширина от первых десятков метров до 100-300 м (иногда больше), протяженность системы складок (состоящих из гряд-складок, разбитых поперечными трещинами) составляет 20-40 км (рис. 40). Падение крыльев складок меняется от пологого до крутого (вплоть до вертикального), своды складок часто разрушены.

Таким образом, имеются различные типы друмлинов, но всех их объединяет тектоническое происхождение - они возникли в результате горизонтального тектонического сжатия. На участках выхода кристаллического фундамента на поверхность формировались скальные друмлины с бараньими лбами, на участках, где фундамент перекрыт чехлом рыхлых отложений или рифейскими осадочными толщами, формировались друмлины складчато-чешуйчатого и складчатого типа.

6.7. Конечно-моренные гряды на Балтийском щите

На Балтийском щите наиболее известны три крупных системы «конечно-моренных» гряд: Сальпаусселька в Финляндии, Терские Кейвы на Кольском полуострове и Ра в Норвегии и Швеции.

Сальпаусселька. Состоит из системы трех дугообразно расположенных гряд, длиной до 500 км, пересекающих южную часть Финляндии с юго-запада на северо-восток. В рельефе хорошо выражены две гряды. Их высота от 20 до 80 м, ширина от десятков до сотен метров, иногда 2-3 км. Большая часть разреза гряд сложена песками, гравийниками, галечниками, в ее строении участвуют и валунные пески («морена»), которые переслаиваются с прослоями слоистых, перемытых песков. В некоторых разрезах Сальпауссельки установлено, что галечники и пески имеют морской генезис (Нуурра, 1966).

Касаясь механизма образования гряд Сальпаусселька, М.Эскола (1994) прямо указывает: «Материковый лед выбороздил в кристаллических породах озерные бассейны, расположенные в северо-западном и юго-восточном направлениях, в связи с чем, после того, как движение материкового льда остановилось, у края ледника скопились окраинные формации гряд Сальпаусселька».

Механизм общепринятый, но остается загадкой отсутствие каменно-валунного материала, выпаханного, выборожденного ледником и предназначенного для построения «конечно-моренных» гряд Сальпаусселька. Неужто ледник перемолол кристаллические породы до состояния гравия, гальки и песка и не оставил ни глыб, ни валунов, но сохранил остатки морских раковин.

Ключ к познанию генезиса гряд лежит в изучении их структуры и структуры фундамента. Установлено, что отложения, слагающие гряды Сальпаусселька, имеют чешуйчато-надвиговое строение (Saarnisto, 1985), и кроме того, гряды приурочены к крупным дугообразным разломам. Первоначально такую зависимость подметил А. Таммекан, писавший, что гряды Сальпаусселька лежат в контуре протяженной зоны, в пределах которой проходит граница раздела аномалий силы тяжести. К северу от системы гряд гравиметровые аномалии положительные, к югу от них - отрицательные. По мнению А. Таммекана, это связано с тенденцией к поднятию южной части Финляндии. По данным В.Е. Гендлера, в пределах южной Финляндии к крупной разломной зоне «оказываются приуроченными крупные полосы развития флювиогляциальных отложений - гряда Сальпаусселька. Такая приуроченность вряд ли является случайной. Вероятно, следует предположить возможность подвижек по разломам во время образования этих отложений». Этот вывод подтверждается и данными космической съемки: на космоснимках отчетливо видна структурно-тектоническая предопределенность гряд Сальпаусселька, приуроченность их к дугообразным разломам фундамента. Учитывая надвигово-чешуйчатую внутреннюю структуру гряд, их приуроченность к дугообразным разломам в фундаменте, данный комплекс следует рассматривать как надразломные валы сжатия, фиксирующие систему дугообразных разломов надвигового типа.

Гряды Терские Кейвы. Система «конечно-моренных» гряд Терские Кейвы прослеживается вдоль южного и юго-восточного побережья Кольского полуострова. Выделяются три субпараллельные гряды. Протяжность наиболее крупной из них - Северной, более 250 км. Высота гряд колеблется от 15-20 до 60 м, ширина - от 100-150 до 400-700 м. На разных своих отрезках эти образования сложены перемытыми гравийными песками, галечниками, «мореной», ленточными глинами и супесями. При работах 1972 и 1977 г.г. в разрезах гряд, прорезаемых р. Стрельной, мной установлено, что отложения имеют антиклинальное залегание (Северная Кейва) и им присуща сильная дислоцированность (Вторая Кейва). В ленточных глинах северной гряды выявлен комплекс морской и солоноватоводной диатомовой флоры, а в валунных суглинках и гравийных песках Второй гряды - комплексы фораминифер и раковин морских моллюсков. Раковины имеют различную сохранность - от целых створок циприн, а также балянусов в «морене», до раковинного детрита в гравийных отложениях (Чувардинский, 1973).

В разрезе самой южной гряды (Морская Кейва) в районе устья р. Поной в 30-метровой толще песков и в перекрывающих их ледниково-морских валунных суглинках, был выявлен комплекс фораминифер и радиолярий (Чувардинский, 1973).

Для понимания механизма формирования гряд большое значение имеет их приуроченность к дугообразным разломам, вдоль которых простираются эти гряды. Особенно хорошо картируется региональный Турий - Нижнепонойский разлом (сдвиг-надвиг), вдоль которого вначале развита система озов, а затем (к востоку от р.Варзуга) гряда Северная Кейва. Приуроченность гряды к Турий-Нижнепонойскому разлому отмечается многими геологами. Как пример воздействия четвертичной разрывной тектоники на формирование рельефа, на подпруживание этими грядами озер, лежащих к северу от них, данный разлом вошел в учебное пособие «Методы структурной геологии и геологического картирования» (Кушнарев и др., 1984).

Буровые работы, проведенные на Пялица-Пулонгском отрезке Северной Кейвы, показали, что под ней расположена зона интенсивного тектонического дробления коренных пород. Имеющиеся материалы позволяют рассматривать систему гряд Терские Кейвы как надразломные и приразломные валы продольного сжатия. Они сформировались в результате горизонтального тектонического сжатия шовных зон разломов и надвигания южных крыльев региональных разломов на северные. Морские и континентальные отложения, перекрывающие разломно-шовные зоны, были скучены в гряды с образованием в них вторичных чешуйчато-надвиговых и разрывных структур. Образования шовных зон разломов - брекчии трения, были выдавлены и составили ядро гряд. По этой причине отложения внутренних частей гряд в ряде разрезов характеризуются существенными содержаниями россыпей золота.

Гряды Ра. «Конечно-моренные» гряды ледниковой стадии Ра развиты в южной части Норвегии и в Средней Швеции. Они как бы оконтуривают Норвежский трог с северо-востока и северо-запада. Общая протяженность пояса конечно-моренных гряд не менее 300 км. По материалам, опубликованным У. Хольтедалем (1958), высота гряд обычно составляет 20-40 м, ширина - порядка 500-800 м. Большой интерес представляет их внутреннее строение. По тем же данным, на одних участках гряда сложена безвалунными глинами и с поверхности перекрыта тонким маломощным слоем галечников («оболочка» Ра). В других разрезах ядро гряды также сложено безвалунными и слабовалунными глинами, перекрытыми уже мощной, до 10 м и более, толщей песков, галечников, гравийных песков. В разрезах отмечаются и ленточные глины, содержащие раковины морских моллюсков. По данным разбуривания шведской части Ра, где она известна под названием Среднешведская конечная морена, также под слоем галечников и гравия, слагающих верхнюю часть разреза гряды, вскрыта мощная толща безвалунных глин, кровля которых параллельна поверхности гряды (Johansson, 1957).

Итак, относительно глинистого ядра гряд все отложения занимают облекающее антиклинальное положение и, как и само ядро, повторяют внешние контуры гряды. На многих участках гряды, в глинах, слагающих ее тело, обнаружена обильная морская фауна - хорошо сохранившиеся раковины морских моллюсков (портландии, макомы, циприны, иольдии, мидии) (Хольтедаль, 1958).

Какое же участие в создании этих «конечно-моренных» гряд принимал ледник? «Морена» в их строении не участвует, ядро гряд слагают морские глины, с поверхности их перекрывают пески, галечники, гравийники, которые И. Фогт и другие норвежские геологи, относят, как и глины, к морским отложениям. Как и в случае с Сальпаусселька, вопрос об отсутствии морены в «конечно-моренных» грядах Норвегии и Швеции остался без ответа. Другая важная особенность строения гряд - их антиклинальная структура, указывает на участие в их формировании тектоники горизонтального сжатия. Эта тектоника постседиментационная. Смятие в открытую антиклинальную складку толщи морских глин, галечников и гравийников произошло уже после их отложения. Возраст протяженного пояса антиклинальных гряд, известных под названием Ра и Среднешведские конечные морены - голоценовый.

6.8. Конечно-моренные пояса в центре восточной части Кольского полуострова

В вышедшей в 1999 году монографии М.Г. Гросвальда «Евразийские гидросферные катастрофы и оледенение Арктики» приведена карта-схема, из которой следует, что в центре восточной части Кольского полуострова, преимущественно в пределах Кейвской геоструктуры, развиты весьма крупные и протяженные пояса конечных морен и не менее мощные пояса гляциодислокаций. По утверждению ученого, все эти грандиозные сооружения - творение Баренцево-Карского ледникового покрова, якобы надвинувшегося на Балтийский щит с шельфа этих морей совсем недавно - в голоцене.

Надо заметить, что до сих пор никто из исследователей во всем этом обширном районе не отмечал каких-либо конечных морен и поясов гляциодислокаций.

Но что же в действительности представляют собой пояса конечных морен и гляциодислокаций, выдаваемых учеными Института географии РАН (в лице его наиболее видных представителей - М.Г. Гросвальда и редактора книги академика В.М. Котлякова) за крупное научное открытие.

Наземные исследования автора и материалы геологосъемочных и поисковых работ вполне определенно показывают, что за гряды конечных морен и пояса гляциодислокаций ученые приняли денудационно-тектонический рельеф кристаллических пород. Так, образования «второго продольного пояса конечных морен» на самом деле представляют собой отпрепарированные денудацией пологолежащие кианитовые и кианит-ставролитовые сланцы верхней части свиты Кейв. Селективная денудация здесь привела к формированию полосы грядово-куэстового рельефа, сложенного докембрийскими породами. Что касается «первого продольного пояса» (по Гросвальду, это грандиозный пояс гляциодислокаций), то строение его следующее. Северная ветвь пояса представлена денудационными грядами-куэстами, сложенными кианитовыми и ставролитовыми сланцами свиты Кейв, а центральная - наиболее выразительная - представляет собой отпрепарированные денудацией многочисленные дайки и силлы метагаббро-диабазов. Силы выступают в рельефе в виде различной формы гряд, нередко имеющих форму «конечных морен» и «напорных гляциотектонических сооружений», к тому же по большей части вогнутой стороной обращенных на северо-восток, что позволяет сторонникам ледниковой теории ссылаться на движение ледника с северо-востока - со стороны моря (рис. 41).

Южная полоса гляциодислокаций Гросвальда отвечает приконтактовой зоне пород Кейвской серии и крупных интрузий щелочных гранитов с осадочно-вулканогенными породами Имандра-Варзургской серии. С селективной денудацией последних связано формирование гривного рельефа, принятого ученым за «прочие моренные гряды». При этом «моренные гряды» сложены эффузивными породами - метадиабазами, мандельштейнами, зелеными сланцами, а понижения между гривами образовались при денудации чередующихся в разрезе пластов туффитов, карбонатно-хлоритовых сланцев, доломитов.

Итак, мощные конечно-моренные пояса и широкие полосы гляциодислокаций Гросвальда, по существу, являются химерическими - они сложены кристаллическими породами архея и протерозоя.

Ученые Института географии РАН были не первыми, кто выходы кристаллических пород принял за конечные морены. Так, М.К. Граве и А.Д. Арманд в «Атласе Мурманской области» (1971) дайки долеритов, пересекающие губу Ивановскую, изобразили конечными моренами (Чувардинский, 2000).

В этом же атласе мощный «конечно-моренный» пояс показан по южному и северному берегу губы Териберской Баренцева моря.

Исследования, проведенные автором в этом районе в 2000 г., свидетельствуют, что, фактически на месте «конечных морен» идут сплошные коренные выходы архейских гранитоидов, образующих серию сбросовых уступов высотой 20-90 м. Сбросы формируют берега и саму впадину губы Териберской, на их неприступных обрывах функционируют птичьи базары.

В заключение следует напомнить, что покровные льды Антарктиды и Гренландии в своем разрезе и в придонных слоях не содержат грубообломочного материала и не могут сформировать конечные морены и обычную для Балтийского щита валунно-глыбовую «морену». То редкое пылевидное вещество, которое содержится в покровных льдах, при их таянии может дать лишь крайне маломощный разрозненный чехол пылевидного мелкозема. Но академик В.М. Котляков и М.Г. Гросвальд не считаются с результатами разбуривания мощнейших современных ледниковых покровов, у них, пришедший из Баренцева моря, голоценовый ледник крушит кристаллические породы, взгрызается в габбро-диабазы. И эти, легко разоблачаемые, полуфантастические построения офиозная наука объвляет фундаментальными открытиями и, как апофеоз достижений, вручает ученым крупный денежный грант РФФИ! Выгодное дело, эта ледниковая теория!

6.9. Методика определения геологического возраста «экзарационного» рельефа

Летом 2012-2013 г.г. я провел полевое изучение разрывной неотектоники на скалистых берегах и многочисленных скалистых островах Княжегубского водохранилища. Этот большой сложнофигурный водоем площадью более 600 км² был заполнен водой в 1956г., когда была введена в строй Княжегубская ГЭС. При образовании водохранилища в его акваторию вошли озера Ковдозеро (главный водоем), Нотозеро, Нерпозеро, Пажма, Беличье, Лопское, Кривое, Бабье, Пудас и Сенное. Были также затоплены обширные заболоченные и низменные территории. Возвышенности, холмы и гряды стали островами - крупными и малыми.

Рассматриваемая часть Балтийского щита и раньше выделялась хорошей обнаженностью, теперь же за более полувековой период абразионной деятельности его воды размыли свои новые берега, обнажили большое количество коренных выходов архей-протерозойских пород. Маршрутные исследования 2012-2013 гг. показали еще одну важную особенность геологии данного района: фактическое отсутствие четвертичных и других рыхлых отложений. Коренные породы перекрыты лишь маломощным почвенно-растительным покровом и торфяно-болотными голоценовыми образованиями. При этом на скалистом основании удивительным образом произрастают сосновые леса, для чего корневая система сосен использует многочисленные трещины в коренных породах, частью заполненные брекчией трения. Но отсутствие четвертичных рыхлых отложений так или иначе сказывается отрицательно и их не может заменить маломощный почвенно-растительный покров - ветровалы основная беда лесов на скалистых породах.

Изучение разрывной неотектоники архей-протерозойских пород данного района показывает их интенсивную тектоническую раздробленность. Верхняя часть докембрийского фундамента разбита густой сетью разломов северо-западного, широтного и северо-восточного простирания. Необычайно широко проявлена и трещинная тектоника, которая сопряжена с разломами и совместно с ними формирует мелкоблоковый тектонический рельеф и продуцирует огромные количества глыбово-валунного материала из местных кристаллических пород.

Выходы коренных пород в многочисленных береговых и других обнажениях по форме представляют собой бараньи лбы и курчавые скалы, а острова нередко выступают в виде шхерно-скалистого рельефа. Но эти типы рельефа в данной местности обладают одной примечательной особенностью: «лысины» бараньих лбов, курчавых скал и такие же «лысины» скалистых шхерных островов напрочь лишены обязательной полировки, шлифовки, на них отсутствуют борозды, шрамы и штрихи. Они сохранили лишь свою общую форму, но поверхности «лбов», являющиеся тектоническими зеркалами скольжения, оказались сильно выветрелыми, они предстают в облике старых, дряхлых, морщинистых, «побитых оспой» физиономий. Наиболее сильно выветрелы основные и ультраосновные породы - нориты, габбро-нориты, пироксениты и перидотиты, они имеют бугристую, бородавчатую, изрытую оспинами поверхность (рис. 42, 43) и местами рассыпаются в дресву при ударе молотком. В двуслюдяных кианит-гранатовых гнейсах и гранатовых амфиболитах твердые минералы - гранат и кианит, выступают на поверхности бараньих лбов и курчавых скал в виде острых зерен и острых коротких ребер, а биотитовые полосчатые гнейсы на подобных формах «ледниковой экзарации» несут протяженные глубокие борозды, параллельные полосчатости. Но эти борозды произвел не пресловутый ледник - они образовались за счет выветривания прослоев, обогащенных биотитом. Более того, там, где гнейсы имеют плойчатую текстуру, борозды повторяют все извилистые узоры этой плойчатости (рис. 44, 45). Конечно, мы знаем, что леднику иногда приписывают змеинообразное движение, рептилеобразное выпахивание, но лучше сходить на такие обнажения - а их много по восточным берегам водохранилища, и убедиться в денудационном происхождении этих борозд. Выветрелы и вертикальные - сбросовые уступы, указанных форм рельефа, но в меньшей степени.

В то же время на побережье и островах Кандалакшского залива Белого моря, расположенных в 20-30 км восточнее Княжегубской депрессии, многочисленные бараньи лбы, курчавые скалы - тектонические лысины этих форм рельефа несут полировку, шлифовку, на них развиты борозды, штрихи, шрамы, лунообразные знаки и шевроны (см. рис. 23-29). Они имеют весь набор тектоглифов тектонических зеркал скольжения и это совершенно свежие, невыветрелые тектоглифы, как и вся поверхность зеркал скольжения. Они развиты на тех же архей-протерозойских породах - гнейсах, амфиболитах, гнейсо-гранитах, габбро-норитах, норитах, перидотитах, что и «дряхлые» бараньи лбы в Княжегубской депрессии. Становится ясным, что в Кандалакшском грабене последняя тектоническая активизация имела место в голоцене и продолжается и поныне (о чем свидетельствуют периодические землетрясения в полосе грабена) и поэтому следы тектонических перемещений и тектонического скалывания - взбросы, надвиги, сдвиги и сбросы здесь имеют молодой, современный облик. В Княжегубской депрессии цикл тектонической активизации имел место в верхнечетвертичное время, в позднем плейстоцене и за десятки тысяч лет, прошедшие после этого цикла, тектонические зеркала («лысые» поверхности бараньих лбов и курчавых скал) выветрелись и идет процесс дальнейшей денудации, разрушения указанных форм рельефа и вообще выходов кристаллических пород.

Стало быть мы имеем два возрасрастных цикла разломной неотектонической активизации. Более обширная и более общая тектоническая активизация происходила в позднем плейстоцене - в верхнечетвертичное время и в это время сформировалась основная часть тектонического рельефа в восточной части Балтийского щита. Этот же цикл тектонической активизации привел к образованию четвертичных валунно-глыбовых отложений.

Второй же цикл - голоценовый и современный имеет более локальное распространение и наблюдается в зоне молодых или возрожденных грабенов в Кандалакшском, Ладожском, Онежском, а также на сброговых берегах Мурманского блока - от Святого носа до Варангер фиорда, где уже начинает преобладать сдвиговая тектоника субмеридионального простирания.

Другой важной причиной быстрого выветривания тектонических поверхностей района Княжегубского водохранилища явилось отсутствие четвертичных отложений на докембрийских породах. На большей части Кольского полуострова именно чехол верхнечетвертичных валунно-глыбовых отложений перекрывает тектонические поверхности и тем самым предохраняет их от выветривания. Это доказывается горными работами (шурфами и канавами), которые вскрывают под толщей валунно-глыбовых отложений отполированные и штрихованные невыветрелые тектонические зеркала скольжения на кристаллических породах. В то же время и валунно-глыбовые отложения сами порождены разломно-тектоническими процессами - глыбы и валуны этих отложений - это тектонически раздробленные породы, пошедшие на их формирование. Но одних тектонических глыб не достаточно для формирования отложений - ведь в их литологический состав входят песчано-суглинистые, мелкоземистые отложения и они составляют до 30-40 % объема валунно-глыбовых отложений. Еще работами А.П.Афанасьева (1977) было установлено, что мелкозем валунно-глыбовых отложений («морены») принадлежит неогеновой формации песчано-глинистой гидрослюдистой коры выветривания и в четвертичное время эта кора покрывала большую часть коренных пород Кольского полуострова.

Формирование валунно-глыбовых, песчано-супесчаных отложений в итоге явилось следствием активизации разломно-тектонических процессов, явилось результатом тектонического взламывания приповерхностных частей земной коры, перемешиванием песчано-глинистых отложений неогеновой коры выветривания с крупнообломочным материалом разломно-тектонического происхождения. Один и тот же процесс сформировал валунно-глыбовые отложения и предохранил от выветривания тектонические зеркала скольжения, перекрыв их этими отложениями.

В центральной части юго-востока Кольского полуострова большие территории до сих пор перекрыты указанной неогеновой корой выветривали мощностью до 2-6 метров. На этих территориях нет никакой «морены», нет никакого «ледниково-экзарационного» рельефа. Загадка решается просто: в центре юго-восточной части Кольского полуострова тектоническая активизация не имела места, и почти все сохранилось в первозданном неогеновом виде.

В Княжегубской депрессии валунно-глыбовые отношения с песчаным заполнителем не формировались в связи с отсутствием гидрослюдистой песчано-глинистой коры выветривания. Разломно-неотектонические процессы продуцировали огромное количество валунно-глыбового материала, но без песчано-супесчаной фракции. Рассматриваемая территория является областью скопления валунно-глыбового материала, который формировался в зонах тектонической трещиноватости, в разломах вбросового типа, за счет разрушения надвинутых тектонических пластин. Глыбовые скопления обычны в «тени» бараньих лбов, на площади шхерного рельефа, но особенно много глыбового материала в узлах пересечения разломов, где глыбовые нагромождения достигают 4-6 метров высоты (рис. 46). Это кузница глыбообразования. Глыбы в таких нагромождениях представлены местными коренными породами - гнейсами, гранито-гнейсами, амфиболитами, а на массивах основных-ультраосновных пород - норитами, габбро-норитами, перидотитами. Эти тектонически-скученные раздробленные на глыбовый материал местные породы тоже несут следы выветривания, то есть образовались во время верхнечетвертичного цикла разломно-тектонической активизации.

Таким образом, изучение разломной неотектоники Балтийского щита позволяет разработать новые методики по установлению геологического возраста и количества циклов неотектонической активизации Балтийского щита, помогают обоснованию тектоно-механического происхождения валунно-глыбовых отложений. Что касается разломно-тектонического генезиса «ледниково-экзарационных» форм рельефа - от бараньих лбов до фиордов, то доказательства этому приведены выше, в главах 5 и 6.

Тектоническое перемещение валунно-глыбового материала

В тезисной форме излагаются закономерности тектонического транспорта валунно-глыбового материала в условиях Балтийского щита.

1. В зонах нетектонических разломов происходит хрупкое разрушение кристаллических пород на глыбы, валуны, тектонические блоки и клинья. Такие брекчированные крупнообломчатые образования дислоцируются вдоль простирания разломов в соответствии с вектором смещения их крыльев. На участках взбросовых составляющих сдвигов часть брекчированных валунно-глыбовых масс выводится на поверхность. Эти же процессы развиты в надвигах и взбросах.

2. Перемещение брекчий трения в шовных зонах ведет к окатыванию глыб, их полировке, штриховке, превращению в уплощенные и утюгообразные валуны.

3. Простирание валунных шлейфов в плане совпадает с простиранием неотектонических сдвигов; валунные шлейфы группируются также вблизи шовных зон взбросов и надвигов, выходящих на поверхность; вдоль глубинных сдвигов формируется серия сменяющих одни другие конусов разноса валунов.

4. Крупнообломочные массы перемещались как активно в составе приразломно-шовных брекчей, так и пассивно на поверхности дислоцируемых крыльев разломов. В зависимости от масштаба тектонических процессов вдольразломный транспорт валунного материала изменяется от десятков и сотен метров до нескольких километров. В зонах глубинных сдвигов вдольразломное перемещение брекчированных масс достигает 20 км.

5. При подобном тектоническом механизме часть валунно-глыбового материала, том числе рудного, выводилась из шовных зон разломов на поверхность с глубин от нескольких десятков до нескольких сотен метров. Это открывает возможность с помощью рудных валунов намечать положение слепых рудоносных массивов. Тем самым валунный метод поисков становится не только поверхностным, но и глубинным.

По предполагаемой валунно-поисковой методике на Кольском полуострове под руководством автора открыт ряд рудных объектов, в том числе медно-никелевое месторождение, новый апатитоносный щелочно-ультраосновной массив, платиноносный массив, ряд тел с медно-никелевым оруднением, ураноносная толща метасоматитов, золоторудные проявления.

Более детальное обоснование указанных вопросов читатель может найти в монографиях автора (Чувардинский, 1992, 1998, 2001; Chuvardinsky, 2002).

6.10. Вопрос о сводовом поднятии Балтийского щита

Вопрос о сводовом поднятии Фенноскандии был поставлен более 100 лет назад А.П. Карпинским. Базируясь на известных в то время данных, ученый рассматривал Балтийский кристаллический щит в качестве Фенноскандинавского горста, вследствие поднятия которого возникли крупные сбросы и тектонические впадины Белого моря, Финского залива, Ладожского и Онежского озер.

В дальнейшем сложилось так, что тектонические воззрения на природу поднятия Балтийского щита (и Фенноскандии в целом) на длительное время уступили место взглядам о всплывании этой структуры в результате снятия ледниковой нагрузки.

Некоторые крупные геологи время от времени подчеркивали, что дело не в ледниковых нагрузках, а в общей направленности тектонического развития щита. Так, А.Д. Архангельский (1933) писал, что поднятие Балтийского щита, как и других щитов, происходило в течение очень длительного времени и голоценовые движения щита всего лишь наследуют древнее тектоническое его поднятие. На весьма длительную - с позднего докембрия тенденцию к воздыманию щита указывали Г. Штилле, М.М. Тетяев, В.В. Белоусов. Тем не менее, гляциоизостатическая гипотеза приобрела необычайную популярность. Появилось много схем, иллюстрирующих концентрическое сводовое поднятия щита (с максимум поднятия в районе Ботнического залива).

Устои гляциоизостатической концепции в 60-е годы были основательно расшатаны работами Н.И. Николаева (1962, 1967), который пришел к следующим выводам: 1) гляциоизостатическая гипотеза нуждается в пересмотре; 2) «схема де Геера-Хегбома, просуществовав более полувека, сыграла роль некоего гипноза, так как при сопоставлении геологических данных с геофизическими и в их толковании всегда исходили из закономерностей, заключенных в их графике - единого свода, обусловленного компенсационным вскалыванием земной коры» (1967, с. 66); 3) «схема равномерного сводового гляциоизостатического поднятия де Геера-Хегбома не учитывает блокового строения земной коры, неравномерного проявления тектонических движений» (1967, с. 65).

Выводы Н.И. Николаева были подтверждены Г.С. Бискэ, которая на материалах изучения рельефа и неотектоники Карелии и Финляндии пришла к выводу, что «Фенноскандия испытывает не куполообразное поднятие, а представляет собой сложную мозаику участков с достаточно самостоятельным характером движений» (Бискэ, 1970, с.35). К близким выводам на примере Кольского п-ова пришли С.А. Стрелков и В.И. Богданов, а также Г.Ц. Лак и А.Д. Лукашов на материалах по Карелии. Ранее с критикой классических гляциоизостатических положений выступили финские геологи Харме (Harme, 1963) и Парма (Paarma, 1963), которые считают, что активную роль в рельефообразовании в центральной части Балтийского щита играли разломно-тектонические процессы.

Что касается измерений скорости современного поднятия берегов Балтийского моря, то эти данные являются полезными, т.е. с ними вполне можно согласиться, но с некоторыми замечаниями: а) не следует распространять величины скоростей поднятий, полученные на берегу, на дно Балтийского моря (и Ботнического залива), где подобных замеров не проводилось, а тем более на всю Фенноскандию; б) полувековые наблюдения за уровнем моря не более, чем мгновение в истории голоцена, не говоря уже о четвертичном периоде. Поэтому не следует экстраполировать эти наблюдения как закономерную тенденцию к воздыманию берегов и всей Фенноскандии. Следующий период наблюдений может констатировать смену знаков движений (что, впрочем, уже зафиксировано на некоторых участках Балтийских берегов); в) дно Ботнического залива и центральные впадины Балтийского моря в структурном отношении представляют собой возрожденные рифейские авлакогены, тектонически активные в плиоцен-четвертичное время (Е.Е. Милановский, 1983; Р.Н. Валеев, 1978).

Именно эти разломно-тектонические движения обусловили попеременные поднятия и опускания бортов грабенов и их днищ, а не предполагаемые ледниковые нагрузки гипотетических ледниковых покровов.

Вернуться к оглавлению