Озы и так называемые озовые магистрали на Балтийском щите приурочены к неотектоническим разломам в кристаллическом фундаменте и прослеживаются вдоль них на расстояние до десятков, а иногда до сотен километров. Отложения, участвующие в строении озов, имеют различный генезис - от аллювиального до морского и залегают в виде антиклинально изогнутых слоев. Антиклинальная форма озовых гряд, их непосредственная связь с неотектоническими разломами позволяют рассматривать озы как надразломные складки продольного сжатия, формирующиеся в осадочном чехле в результате сближения и сжатия крыльев крутопадающих разрывов и зон дробления.

По вопросу происхождения озов (эскеров) существует несколько гипотез, но все они так или иначе связывают происхождение этих форм рельефа с деятельностью ледника и его талых вод.

Сравнительно недавно исследователи Финляндии и Карелии обратили внимание на то, что озовые гряды приурочены к линиям разломов в кристаллическом фундаменте - озы и так называемые озовые магистрали следуют вдоль линий разломов на десятки и первые сотни километров [Бискэ и др., 1976; Ильин, 1976; Ильин и Лак, 1972; Лукашев и Ильин, 1974; Herme, 1963; Penttila, 1968]. По нашим исследованиям, на Кольском полуострове озы также приурочены к линиям разломов и тянутся вдоль них на расстояние до 80- 150 км (рис. 1). Приуроченность озов к разломам установлена и на Восточно-Европейской равнине [Коженов и Шкуратов, 1981; Останин, 1982].

Большой фактический материал о связи песчаных озоподобных гряд и озов с разломами в северной части Украинского кристаллического щита содержится в работе [Кошик и др., 1976]. Буровыми работами и детальным геологическим картированием здесь было установлено, что песчаные озоподобные гряды и озы расположены над разломами в кристаллическом основании и тянутся вдоль них на расстояние до нескольких десятков километров. Это дало основание Ю.А. Кошик, В.М. Тимофееву и В.Н. Чмыхалу поставить вопрос о тектоническом происхождении гряд.

Установление связи озов с разломами не привело, однако, к пересмотру генезиса озов Балтийского щита. Была выдвинута новая гипотеза их ледникового происхождения. Согласно авторам ее, молодые тектонические движения привели к подновлению разломов и к образованию в теле ледника, перекрывающего страну, региональных трещин, идущих вдоль линий разломов кристаллического фундамента [Бискэ и др., 1976; Ильин, 1976; Ильин и Лак, 1972; Лукашев и Ильин, 1974]. В дальнейшем, по мнению авторов гипотезы, в эти трещины поступал обломочный материал, и по уже известным водно-ледниковым схемам возникали озы [Бискэ и др., 1976; Ильин, 1976; Ильин и Лак, 1972; Лукашев и Ильин, 1974].

Как и в других теориях формирования озов, источник и способ поступления терригенного материала на поверхность материкового льда здесь остается неизвестным. В условиях современного горно-долинного оледенения соблюдены, казалось бы, все пункты, требуемые ледниковой теорией формирования озов: значительное количество обломочного материала на поверхности и внутри глетчеров, наличие внутриледниковых туннелей, надледниковых потоков и подледниковых рек, малая подвижность и даже омертвление языковых частей ряда глетчеров. Однако, вопреки теории, даже в таких идеализированных условиях озы не образуются. Что касается гряд эрозионного генезиса, которые иногда формируются за счет расчленения флювиогляциальных террас и моренных образований у края современных ледников, то, кроме некоторого сходства с озами, они не имеют отношения к данной проблеме. Новая теория имеет и другие слабости:

1. Ледник - вязкопластичное тело, и трещины в ледниковом щите, если они даже возникнут под действием сейсмических толчков, быстро затянутся льдом. Это относится и к периоду деградации ледниковых масс, когда лед, в связи с общим его потеплением, должен быть еще более пластичным.

2. Для возникновения региональных трещин в материковом леднике необходимы очень крупные блоковые поднятия кристаллического фундамента, что в действительности не зафиксировано: борта долин-разломов, в которых развиты озы, практически имеют одинаковую высоту.

Изучение морфологии озов показывает, что размеры озов хотя и варьируют от места к месту, но в пределах одной и той же озовой «магистрали» остаются в рамках определенной величины. Озы восточной части Балтийского щита обычно имеют следующие размеры: высота до 10 м , редко до 50- 60 м , ширина основания 30- 80 м , реже 100- 200 м , гребни озов, как правило, узкие, ширина их 2-5, реже более 10 м , иногда наблюдаются озы с плоской вершиной. Крутизна склонов озов в основном составляет 30-45° [Бискэ, 1959]. Иначе говоря, среди озов «водно-ледниковой магистрали» мы найдем озы примерно одних и тех же размеров - по ширине и высоте, как в «истоках», так и в «устьях» «магистралей», несмотря на то, что длина «водно-ледниковых рек» составляет десятки, а иногда и сотни километров.

Так, например, озы Кольского полуострова вдоль долин рек Лотты, Титовки, Западной Лиды, тектонических депрессий на междуречьях этих рек, на всем своем протяжении (от 60-80 до 150 км ) имеют практически одни и те же размеры, или, точнее, представляют одни и те же вариации своих морфологических характеристик. Не менее показательны в этом отношении озы Карелии и Финляндии, которые образуют общие «водно-ледниковые магистрали» длиной 250- 300 км , из них до 100- 150 км в Карелии [Ильин, 1976; Ильин и Лак, 1972; Лукашев и Ильин, 1974; Atlas…, 1960]. При этом размеры озов в пределах «магистралей» остаются примерно одинаковыми от Ботнического залива до внутренних частей Карелии, представляя довольно однообразное чередование озовых гряд, камовых полей и камовых плато [Ильин, 1976; Ильин и Лак, 1972; Лукашев и Ильин, 1974; Atlas…, 1960]. При этом камовый рельеф приурочен к зонам пересечения разломов. Эти черты морфологии и строения «озовых магистралей» необъяснимы с позиций их водно-ледникового генезиса. В самом деле, если озы действительно формировались в теле тающего ледяного массива - в туннелях, надледных и подледных долинах, то неизбежно должно иметь место расширение туннелей и долин от центральных частей тающего ледникового щита к его периферии под действием водной эрозии, термоабразии и инсоляции. Соответственно в сотни раз должны увеличиваться водность ледниковых потоков, количество влекомых и отлагаемых наносов, должны в сотни раз возрастать размеры озов по высоте и особенно ширине. Однако, как было показано выше, ни размеры озов, ни мощность «водно-ледниковых» отложений не увеличиваются от верховьев предусматриваемых ледниковых рек к их устьевым частям, несмотря на то, что длина «озовых магистралей» составляет 250- 300 км и больше (в пределах Канадского кристаллического щита отдельные озы имеют длину до 300 км , а «озовые магистрали» - до 500 600 км [Glacial map…, 1960]). Более того, на Кольском полуострове песчано-галечниковые озы ряда приразломных зон - на междуречье Титовки и Западной Лицы, в бассейне рек Харловки и Рынды - на своем северо-восточном и северном окончании переходят в мелкие гряды, сложенные глыбовым материалом. Что касается озов, приуроченных к устьевым участкам речных долин, то здесь они могут заканчиваться так называемыми флювиогляциальными дельтами. Эти дельты в действительности являются аллювиально-морскими образованиями, о чем свидетельствуют находки в этих отложениях раковин морских моллюсков.

Важный материал для познания механизма формирования озов дает изучение их внутреннего строения, особенностей напластования слоев. 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 (рис. 2). Такое строение озов исключает возможность их образования потоково-ледниковым путем. С другой стороны, антиклинальное залегание слоев, приуроченность озов к разломам, простирание их вдоль осевых линий разломов позволяет считать, что озы имеют тектоническое происхождение - их следует рассматривать как надразломные складки продольного сжатия. Механизм формирования озов представляется следующим: при горизонтальных тектонических сжатиях в зонах разломов происходит сближение и смыкание крыльев крутопадающих разрывов (раздвигов, сбросо-сдвигов) и уплотнение зон трещиноватости кристаллических (или вообще горных) пород. При этом происходит сгребание (сжатие) в антиклинальные складки - пологие или более крутые - рыхлых отложений, перекрывающих зону разлома, а также частичное выдавливание материала из разломных трещин (рис. 3). Наиболее благоприятные условия для образования таких складок продольного сжатия возникали в условиях многолетней мерзлоты, когда рыхлые отложения приобретали механические свойства, близкие к связным грунтам, и были приморожены к кристаллическому основанию. Тектонические напряжения в фундаменте в этом случае находили адекватное отражение в перекрывающем мерзлом чехле.

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, гофрированность глинистых прослоев. Последнюю можно рассматривать как мелкую складчатость набегания, характерную для складок сжатия.

Отмеченные следы тектонических деформаций наблюдались нами в разрезах озов северо-западной части Кольского полуострова, они были известны и ранее, но безосновательно считались результатом бокового давления ледника [Никонов, 1964]. В зависимости от строения зоны разлома - его ширины, протяженности, степени тектонического сжатия и мощности перекрывающих рыхлых отложений - на разных участках его формировались озы различной ширины, высоты и длины.

Среди озовых образований Кольского полуострова и Карелии наблюдаются сдвоенные и строенные озы (впервые подобные озы были установлены в Карелии Г.С. Бискэ [1959]). Такие образования можно рассматривать как чередование антиклинальных и синклинальных складок продольного сжатия. При продолжающемся сжатии гряды могут смыкаться и формировать крупные, сложно построенные озы.

Предварительные расчеты 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 облекающее, антиклинальное залегание. Оно отчетливо видно в озах, сложенных слоистыми осадками или отложениями разного литологического состава.

При сильных тектонических сжатиях, вызывающих в коренных породах сдвиговые смещения и скалывание, озовые гряды, первоначально относительно прямолинейные, могут деформироваться, изгибаться (согласно эффекту вдвигания [Лукьянов, 1965; Разломы…, 1963]), а затем и растаскиваться, разрушаться с образованием холмистого рельефа и отдельных гряд. На форму озов в плане, видимо, влияют и поперечные разломы, не случайно на месте пересечения систем разломов образуются озовые узлы и камовые поля - здесь формируются наиболее крупные запасы песчано-гравийных стройматериалов.

При отсутствии в зоне разлома рыхлых отложений озы не образуются. На таких участках наблюдаются раздробленные коренные породы, тектонические ущелья или дислокации сколового типа. С чередованием участков сжатия и растяжения, характерных для разломов сдвигового типа [Лукьянов, 1965; Разломы…, 1963], вероятно, связана прерывистость озов в «водно-ледниковых магистралях». Работы последних лет показывают, что значительная часть молодых и подновленных разломов Балтийского щита имеет сдвиговую природу. При этом амплитуда горизонтальных смещений по сдвигу только за голоцен может достигать сотен метров [Можаева, 1977].

Поскольку в пределах протяженных зон разломов развиты разнообразные по генезису осадки - от речных и озерных 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. Нередко озы или их отдельные отрезки нацело сложены «мореной» [Никонов, 1964] и даже элювиально-делювиальным глыбовым материалом. Эти же отложения слагают и приозовые (приразломные) зоны на данных отрезках озов. Существенный интерес для познания природы озов имеют находки в них морских слоев. Так, в озах Кольского полуострова обнаружены горизонты морских песков и супесей с морской, диатомовой флорой - слои трансгрессий портландия и фолас [Можаева, 1977], в озах Карелии - скопления морских раковин [Горецкий, 1949], в озах Финляндии - морских отложений с морской диатомовой флорой [Бискэ и др., 1976]. Нами в песках, слагающих внутренние части озов на западе Кольского полуострова (район оз. Гирвас), выявлен комплекс морских, солоноводных и солоноватоводных видов диатомей, в озе близ руч. Коньковский (крайний восток Кольского полуострова) обнаружены раковины морских моллюсков и фауна фораминифер.

Что касается так называемых флювиогляциальных дельт, то, как указывалось, в их строении, наряду с немыми галечниками и гравийниками, участвуют отложения, содержащие комплекс морских раковин. Так, например, в разрезах эталонных (по А.А. Никонову [1964] и М.А. Лавровой [1960]) «флювиогляциальных дельт» долины р. Туломы и Кольского фиорда - Пальники, Мурмашинская, Лукина гора, Восмус - выявлена фауна морских моллюсков аркто-бореальных и арктических видов [Егоров, 1936; Никонов, 1964; Объяснительная записка…, 1962]. Некоторые исследователи на этом основании справедливо рассматривают эти «озовые дельты», а также дельту Соловарака в качестве морских террас [Егоров, 1936; Объяснительная записка…, 1962]. Морское происхождение - террасы трансгрессий портландия и фолас - имеют и «озовые дельты» низовьев рек Печенги, Титовки, Западной Лицы, Уры. В разрезе наиболее типичной (по А.А. Никонову) «озовой дельты» Печенги выявлен богатый комплекс фауны морских моллюсков [Объяснительная записка…, 1962] (ранее эта «озовая дельта» даже принималась за конечную морену [Бискэ, 1945]).

На крайнем северо-западе Кольского полуострова в террасовых песчано-галечных отложениях низовьев р. Шуонийоки (эти образования А.А. Никонов [1964] считает типичной «озовой дельтой») нами обнаружены раковины балянусов, прикрепленные к неокатанным обломкам гнейсов, а в песках - полуразложившиеся остатки двустворчатых моллюсков (Astarte sp.). Многочисленны находки раковин в озах (эскерах) Северной Америки, в некоторых из них определен (по ¹⁴С) абсолютный возраст раковин - он оказался послеледниковым [Ives et al., 1964].

Следует отметить, что надразломные песчаные гряды, известные как структуры сжатия, наблюдаются и во внеледниковых районах. Типичные по морфологии озы, например, недавно образовались вдоль оперяющего разлома сдвига Сан-Андреас [Лукьянов, 1965, фото 53]. Надразломные гряды («хребтики»), сложенные аллювием, в зоне разломов Южной Калифорнии достигают иногда 60-метровой высоты [Разломы…, 1963]. Складки продольного сжатия, напоминающие по форме озы, легко моделируются в лабораторных условиях [Гзовский, 1975]. Песчано-гравийные, а тем более супесчано-песчаные озы являются крайне неустойчивыми, эфемерными формами рельефа. Они интенсивно размываются даже в относительно небольших озерах, через которые проходят, и тем более не могли сохраниться от размыва в условиях морских трансгрессий. В этом плане важный материал для установления возраста (и косвенно генезиса) озов дает анализ их распространения на площадях бывших под водами морских поздне- и послеледниковых трансгрессий. На Кольском полуострове и в Карелии озы широко развиты на площадях, покрывавшихся водами поздне- и послеледниковых морских трансгрессий - верхние морские уровни этих трансгрессий, по данным ряда исследователей, достигали отметок 140- 235 м [Бискэ, 1959; Лаврова, 1960; Можаева, 1977; Объяснительная записка…, 1962]. Еще более обширную площадь покрывали воды морской трансгрессии стадии кейва-II - сальпаусселькя-II [Лаврова, 1960, рис. 48]. Весьма показательно, что озы выше и ниже уровней морских трансгрессий не несут каких-либо морфологических различий.

В Финляндии большое количество озов также развито на площадях, покрывающихся водами морских поздне- и послеледниковых бассейнов (на территориях, прилежащих к Балтийскому морю). Уровень иольдиевой трансгрессии здесь достигал 134- 162 м [Penttila, 1968], а более позднего литторинового моря - 100 м [Atlas…, 1960].

Учитывая, что озы, как формы рельефа, не могли сохраниться от размыва при морских трансгрессиях, можно полагать, что они сформировались после регрессий голоценовых морских бассейнов. На голоценовый возраст, по крайней мере части озов, указывает и залегание внутри их (озы на р. Лотте) морских отложений - слоев портландии и фолас [Никонов, 1964]. Представляется также вероятным, что за четвертичное время озы в зонах разломов возникали и разрушались не раз.

Литература

1. Бискэ Г.С. Четвертичные отложения и геоморфология Карелии. Петрозаводск, 1959. 307 с.

2. Бискэ Г.С., Ильин В.А., Лукашев А.Д. Влияние тектонических факторов на формирование водно-ледниковых комплексов. - В сб.: Природа и хозяйство Севера, 1976, вып. 4, с. 15-18.

3. Бискэ С.Ф. Рельеф и четвертичные отложения Печенгского района. - Изв. ВГО, 1945, № 5-6, с. 117-125.

4. Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. 536 с.

5. Горецкий Г.И. Карельское межледниковое море. - Вопросы географии. М.: Изд. АН СССР, 1949, вып. 12, с. 61-75.

6. Егоров С.Ф. О древних абразивных террасах в бассейнах Имандры и Колы. - Тр. Ин-та географии АН СССР, 1936, вып. 19, с. 50-62.

7. Ильин В.А. Строение долин стока талых ледниковых вод Западной Карелии. - В кн.: Геоморфология и геология четвертичного периода Севера европейской части СССР. Петрозаводск, 1976, с. 31-38.

8. Ильин В.А., Лак Г.Ц. Типы озовых образований в Южной Карелии. - -В кн.: Четвертичная геология и геоморфология восточной части Балтийского щита. Л.: Наука, 1972, с. 35-38.

9. Коженов В.Н., Шкуратов В.И. Линеаменты форм рельефа района Ушачских озер. - В сб.: Тектоника и палеогеография запада Восточно-Европейской платформы Минск: Наука и техника, 1981, с. 150-152.

10. Кошик Ю.А., Тимофеев В.М., Чмыхал В.Н. Особенности рельефа ледниковой области Житомирского Полесья. Киев: Наукова думка, 1976. 48 с.

11. Кропоткин П.А. Исследования о ледниковом периоде. - Зап. Имп. Русского геогр. об-ва. СПб, 1876, т. VII. 717 с.

12. Лаврова М.А. Четвертичная геология Кольского полуострова. М.-Л.: Изд. АН СССР, 1960. 233 с.

13. Лукашев А.Д., Ильин В.А. Озы и тектонические нарушения. - В кн.: Новейшие и современные движения земной коры в восточной части Балтийского щита. Петрозаводск, 1974, с. 43-46.

14. Лукьянов А.В. Структурные проявления горизонтальных движений земной коры. М.: Наука, 11965,. 2111 с.

15. Можаева В.Г. К методике изучения рельефа Балтийского щита, обусловленного разрывной тектоникой, по материалам аэрофотосъемки. - В кн.: Геоморфология Карелии и Кольского полуострова Л.: Недра, 1977, с. 24-32.

16. Никонов А.А. Развитие рельефа и палеография антропогена на западе Кольского полуострова. Л.: Наука, 1964. 182 с.

17. Объяснительная записка к карте четвертичных отложений и геоморфологической карте Кольского полуострова и Северной Карелии (сост. Н.И. Апухтин). М.: Госгеолиздат, 1962. 116 с.

18. Останин В.Е. О характере Московского оледенения на Южном Тимане. - Матер гляциол. исслед.: Хроника, обсуждения. М, 1982, вып. 43, с. 143-146.

19. Разломы и горизонтальные движения земной коры. М.: Изд. АН СССР. 1963. 312 с.

20. Atlas of Finland . Helsinki , 1960.

21. Glacial map of Canada . Ottawa , 1960.

22. Herme M. On the shear zones and fault lines of Finnish precambrian strata. - Fennia; 1963, № 89 (1), p. 29-32.

23. Ives P.S., Levin В., Robinson R., Rubin M. US Geological Surv. Radiocarbon Dates VII - Radiocarbon 6. New Haven , 1964, p. 710-719.

24. Lundqvist I. Morphogenetic classification of glaciofluvial deposits. Uppsala , 1979, p. 72.

25. Niemela, Tуnni. Interglacial and interstadial sediments in the Pohjanmaa region, Finland . «Bull. Geol. Surv. Finland », 1979. № 302, p. 91-101.

26. Penttila E. On the influense of the structure of Earth crust on the Ice Age on isostatus Eqilibrium. - Geophisica, 1968, № 10, p. 10-23.