Глава 1

ФИЗИКО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИЕ ПРОЦЕССЫ

1.1. Динамика и геологическая деятельность ледников

            Согласно ледниковой теории, в четвертичном периоде ледники переместили из Фенноскандии валуны кристаллических пород на расстояние в сотни и тысячи километров, дислоцировали отложения мезозоя и палеозоя, выпахали глубокие ложбины в коренных породах.

            Яркие следы экзарационной деятельности ледника приводятся для территории Балтийского и Канадского щитов: полировка и штриховка скал, бараньи лбы и курчавые скалы, шхеры, фиорды, озерные котловины. Представления о ледниковом разносе валунов положены в основу методики валунных поисков.

            Поэтому рассмотрение вопросов динамики и геологической деятельности современных ледников важно для понимания критериев, лежащих в основе ледниковой теории.

Динамика ледников

            Движение ледников обусловлено несколькими механизмами деформации льда, которые зависят от его структуры, величины напряжений, температуры, наклона ложа и формы поверхности ледников.

            В ледниковых щитах, лежащих на плоском основании, движение льда определяется наклоном (формой) поверхности ледника. Здесь действует гравитационная нагрузка льда, а касательные напряжения близ ложа близки к нулю или незначительны. В таких ледниковых куполах происходит медленное растекание льда по закону течения вязкопластичных тел.

            В горно-долинных ледниках, где ледяные массы движутся по наклонному ложу, наряду с гравитационным давлением, у ложа возникают заметные касательные напряжения. Совокупность этих напряжений, а также особенности температурного режима льда и вызывают движение глетчеров.

            Лед способен деформироваться даже при приложении очень малой нагрузки, если она действует длительное время (Гляциологический словарь, 1984). Это, видимо, и приводит к тому, что природные массы льда по своей структуре представляют пакеты тонких и тончайших элементарных пластинок, которые под воздействием даже небольших напряжений легко перемещаются относительно друг друга (Евтеев, 1964; Шумский, 1969). При касательных  напряжениях  порядка 1 кг/см2 во льду образуются более крупные сколы и происходит скольжение пластин льда вдоль плоскостей сколов. При сочетании подобных касательных напряжений с большими вертикальными нагрузками и температурами льда, близкими к нулю, на плоскостях скольжения происходит плавление льда, что способствует скольжению как элементарных пластинок, так и пластов льда по внутриледниковым сколам (Шумский, 1969).

            Вязкопластичное движение ледниковых масс, смещения по внутриледниковым сколам - будь то элементарные ледяные пластинки или пакеты пластинок, не обеспечивают выпахивания ложа и перемещения валунов в донных частях ледников. Поэтому установленные гляциологами закономерности движения ледяных масс, вызвали скептицизм геологов и географов палеогеографического направления. Не соглашаясь с современной теорией динамики льдов, П.С.Воронов и М.Г.Гросвальд (1966) писали: “движение льда по плоскостям внутриледниковых сколов, иными словами, скольжение льда по льду ничего объяснить не могут”.

            При вязкопластичном движении ледников возможно смещение в режиме скольжения. В этом случае можно ожидать перемещения обломочного материала придонными частями ледника. Этот вопрос, а также вопросы экзарации ложа будут рассмотрены ниже.

            Для понимания особенностей динамики масс льда важными являются результаты изучения движения льда в разрезе ледников. Наблюдения за искривлением ствола скважин в ледниках и расчетные данные выявили следующую особенность: нижние слои льда в 2-10 раз движутся медленнее, чем вышележащие ледяные толщи. Такое движение льда присуще покровным и горно-долинным ледникам, несмотря на то, что последние имеют значительный уклон ложа (Бадд, 1975; Патерсон, 1972; Шумский, 1969).

            На рис.1, 2 приводятся эпюры скоростей движения льда в поперечном сечении материкового и долинных ледников. На графиках видно, что скорость перемещения льда резко снижается и почти прекращается в придонных частях ледника . Из анализа эпюр следуют важные выводы:

            1) движение верхних и средних горизонтов льда сильно опережает перемещение приподошвенных слоев ледника; 2) верхние и средние толщи льда в процессе движения будут постоянно сползать к основанию ледника, упреждая продвижение придонных слоев, блокируя их. При таком механизме движения остается нерешенным главный вопрос: перемещение валунов донными частями ледников на существенное расстояние .

            Рассмотренные примеры относятся к ледникам, у которых идет процесс донного таяния и возможно скольжение льда у ложа, т.е. к так называемым теплым (умеренным) ледникам.

            А какова динамика придонных частей ледника при отсутствии донного плавления? Мнение гляциологов на этот счет вполне определенно: “если температура у ложа ниже плавления льда, то скорость скольжения льда у ложа равна нулю”, пишет И.А.Зотиков (1977). У.Патерсон, П.А.Шумский, Л.Ллибутри, Б.А.Савельев, У.Бадд, К.Ф.Войтковский и другие гляциологи также пришли к выводу, что придонные слои ледников, имеющих температуру ниже точки плавления (под данным давлением) не движутся, они приморожены к ложу. П.А.Шумский и М.С.Красс (1983) в связи с эти указывают: скорость скольжения льда по дну может отличаться от нуля лишь при условии донного таяния льда, так как прочность смерзания льда с горными породами превышает прочность льда и при отрицательных температурах движение возможно только при разрывах внутри льда. То есть при отрицательных температурах льда под данным давлением, нижние части ледника неподвижны.

            Вследствие отрицательных температур на дне, и отсутствия донного таяния даже такой мощный ледниковый щит как Гренландский, приморожен к ложу и его придонные части не участвуют в общем движении льда (рис.3) (Фриструп, 1964).

            Выводы Б.Фриструпа подтверждаются результатами определения возраста придонных слоев льда из ледяного керна скважины на станции Дай-3 - 125-150 тыс.лет (Marshall, Kuivinen, 1981). Придонные слои льда в этой части Гренландии простояли на месте всю вюрмскую ледниковую эпоху и не выполняли работу по выпахиванию ложа.

            Резюмируя изложенное, можно еще раз подчеркнуть, что холодные ледниковые щиты и ледниковые купола не производят экзарацию ложа и перемещение валунов в своей донной части. Вследствие отрицательных температур и отсутствия донного таяния нижние слои таких ледников приморожены к ложу и консервируют рельеф. Движение масс льда в таких ледниках идет по плоскостям внутриледниковых сколов в виде смещения элементарных пластинок льда или более мощных ледяных пластов. Неучастие нижних слоев льда в движении ледниковых масс связано с эффектом агдезии: прочность смерзания льда с подстилающими грунтами в несколько раз превышает прочность льда и при действии сдвиговых напряжений происходит разрыв не по границе лед-грунты, а внутри льда.

            Малая прочность льда на скалывание по сравнению с обломочными, а тем более кристаллическими породами, приводит к тому, что ледник не может дислоцировать и перемещать подстилающие породы. Приложение напряжений сдвига к границе лед-грунт неизбежно вызывает скалывание внутри льда, а не в толще грунтов. Более того, те части ледника, к подошве которых примерзают грунты (заморененный лед) отсекаются от ледника. Согласно П.А.Шумскому и М.С.Крассу (1983), другим гляциологам, скольжение может иметь место в чистом льду или при малом содержании в нем минеральных частиц. В заморененном льду резко возрастает сила сухого трения, скольжение прекращается, происходит скалывание льда и движение его поверх заморененных частей.

            Более сложна динамика теплых ледников, т.е. ледников, имеющих температуры льда, близкие к положительным значениям. В придонных частях таких ледников идет таяние льда. Донное таяние имеет место и в таком казалось бы сверххолодном леднике, как Антарктический ледниковый щит, где оно характерно для 70% подледной территории (Гляциологический словарь, 1984; Зотиков, 1977). Этот феномен объясняется действием геотермического потока тепла, которое в сочетании с большой мощностью льда (порядка 2.7-3 и более км), его низкой теплопроводностью, вызывает повышение температуры льда на дне, вплоть до его плавления. Определенную роль в этом играет сила трения (там, где она имеет место) и давление толщи льда, которое понижает температуру плавления льда на 0.69° на каждые 1000 м толщины ледникового щита.

            Донное таяние в Антарктиде обеспечивает существование водной смазки на ледниковом ложе и следовательно возможность движения ледниковых масс в режиме глыбового скольжения. Однако, если такое скольжение и имеет место, скорость его крайне незначительна. По данным И.А.Зотикова (1977) в центрально-ледниковой зоне Антарктиды для продвижения льда на расстояние всего 50 км требуется более 1 млн. лет (т.е. на столь незначительное продвижение ледника не хватает продолжительности  четвертичного периода). Несколько быстрее перемещаются льды в районе ст. Восток. По тем же расчетам расстояние 150 км они преодолевают за 150-200 тыс. лет.

            Наличие донного плавления не обязательно означает, что льды перемещаются путем глыбового скольжения всей своей массы. По расчетам Б.Маккинеса и У.Радока (1984) в районе Южного полюса, где толщина льда порядка 2500 м , возраст придонных слоев льда около 250 тыс.лет, а на глубине 200 м от дневной поверхности около 2-2.2 тыс. лет, т.е. устанавливается более чем 100-кратное отставание (или удревление) нижних горизонтов льда от движения верхней части антарктического ледника . Здесь очень трудно говорить о возможности переноса  валунного материала придонными частями льда из центра оледенения к его периферии, как это принято безоговорочно считать в приложении к четвертичным “ледниковым лишаям”.

            Само по себе движение льдов в режиме скольжения еще не означает обязательного выпахивания ложа и перемещения масс обломочного материала в их придонной части. В Антарктиде об отсутствии экзарации и валунопереноса свидетельствует наличие подледных бассейнов, которые существуют, как полагают, уже миллионы лет (Зотиков, 1977; Лосев, 1982, 1986; Оswald, Robin, 1984).

            При принятой скорости таяния у ложа порядка нескольких миллиметров в год, за это время здесь должна была растаять толща льда мощностью в несколько тысяч метров. Поэтому эти исследователи правомерно приходят к выводу о крайне слабой ледниковой эрозии и ничтожном содержании моренного материала в донной части Антарктического ледника (по крайней мере там, где развиты озера), иначе эти озера были бы давно засыпаны мореной.

            В работах, посвященных теории движения ледников (И.Вертман, П.А.Шумский, Л.Ллибутри, Дж.Най, У.Кемб), необходимым условием скольжения льдов является наличие на ложе водной смазки, т.е. необходим процесс донного таяния. Толщина этой водной пленки, как полагают, составляет порядка микрона, но она способствует тому, что ледник при своем движении испытывает пренебрежительно малое сопротивление. По этим же авторам скольжение ледника по неровному ложу происходит путем сочетания двух процессов: 1) режеляции - таяния на проксимальных склонах при повышенном давлении, перетекании воды по пленке и замерзании ее на дистальных склонах при понижении давления; 2) обтекания льдом неровностей рельефа.

            Таким образом, для движения ледника в режиме донного скольжения необходимо как можно меньшее (“пренебрежительное малое”) трение льда о ложе. Что касается мелких неровностей рельефа, то согласно этим же работам, ледник обтекает их, а не срезает, как это принято трактовать в рамках ледниковой теории.

            Представляется, что в “теплых” ледниках на границе лед-ложе может существовать некоторый буферный слой льда с температурой плавления или близкой к ней. Этот слой пломбирует и сглаживает неровности рельефа, способствуя удержанию водной пленки на выровненной, сглаженной поверхности и, тем самым, скольжению ледника. Эти условия могут рассматриваться как один из вариантов теории скольжения.

            Таким образом, имеющиеся модели движения ледников не дают основания приписывать им большую экзарационную деятельность и способность перемещать донно-моренный материал на значительное расстояние.

            В случае с холодными ледниками (Гренландский ледниковый щит) придонные части ледника не участвуют в общем движении масс льда, они приморожены к ложу и не выполняют необходимой экзарационной и транспортирующей работы.

            В то же время особенности движения “теплых” глетчеров и Антарктического ледникового щита, находящегося в режиме донного таяния, таковы, что наличие водной или водно-ледниковой смазки на их ложе хотя и может обеспечить режим скольжения, но и одновременно сводит к минимуму трение и предохраняет ложе от экзарации. Эти выводы довольно близки выводам гляциолога В.Г.Ходакова, который на основании изучения современных ледников,  констатирует: при ламинарном типе движения, характерным для покровных ледников, “сила донного трения так велика, что пограничный с ложем слой льда неподвижен, и поэтому ледник не воздействует на ложе. В случае чистого скольжения (идеальная смазка на ложе) донные скорости максимальны, но  ледник тоже не воздействует на ложе из-за слишком малого трения” (В.Г.Ходаков, 1969, с.72).

            Движение ледника в режиме трения и экзарации может, видимо, происходить в горных ледниках на участках их очень крутого падения. Такое движение льда подобно движению оползневых масс (в том  числе и каменных глетчеров) и подобно оползням оно может вызвать некоторое изборождение поверхности пород, в том числе и образование отдельных штрихов, борозд, выбоин и т.п.

            В горных условиях возможно и подледниковое оползание разжиженных рыхлых отложений, особенно глинистых. Ледник в таких случаях может смещаться вместе с этими оползающими массами - на их поверхности, как на своеобразной ленте транспортера. Следует, однако, иметь ввиду, что, как показывают натурные исследования, наличие водной смазки и крутое падение ледникового ложа еще не обуславливает скольжение ледника по ложу. Более того, даже пульсирующий ледник Медвежий (Памир) во время своих быстрых подвижек смещался путем скольжения верхней части по нижней по крупным внутриледниковым сколам, а не по ложу (Долгушин, 1982). И только в языковой части ледника избыточные массы льда двигались по грунтам.

            Концевым частям ледников, особенно горно-долинным и выводным, присуще восходящее перемещение обломочного материала по плоскостям внутриледниковых сколов. Образование сколов (чешуйчатых надвигов) связано с давлением вышележащих масс льда на потерявшие движение языковые части льда, что вызывает их восходящие движения. Нередко этот процесс идет с перемещением обломков пород и пластов грунта, примерзших к плоскостям скользящих чешуй льда.

            Наши наблюдения на ледниках Алибек и Аманауз (Северный Кавказ) показывают, что песчано-галечный материал, перемещаемый по плоскостям сколов, находится внутри пластов режеляционного и режеляционно-инфильтрационного льда, как бы упакован в эти вторичные льды. Это способствует скольжению полос мореносодержащего льда по внутриледниковым сколам с минимальным трением.

            Надвигово-чешуйчатая природа мореносодержащего льда в отдельных частях ледниковых языков создает имитацию большей мощности придонной морены.

Моренный материал в ледниках

            Ледники горно-долинного типа на своей поверхности транспортируют большое количество обломочного материала. Этот материал поставляется с горных склонов, нависающих над ледником, в результате осыпей, обвалов, лавинной транспортировки и т.п. Определенное количество каменного материала попадает и на поверхность выводных ледников, если они стекают по фиордообразным долинам или на их пути имеются нунатаки. Рельефообразующая роль долинных глетчеров хорошо известна. Они формируют конечные, боковые и срединные моренные гряды, а также абляционные морены. На многих ледниках поверхностная морена постепенно погружается в лед, иногда достигая его дна, а частью сгружается в поперечные ледниковые трещины, переходя во внутреннюю и донную морену.

            На поверхности ледниковых щитов и куполов моренный (осыпной) материал практически отсутствует, за исключением участков горных вершин, выступающих из-под льда. В то же время изучение разрезов ледников с помощью бурения и в естественных обнажениях показывает, что моренный материал в нижней части покровных и горных ледников имеется. Как правило, мощность мореносодержащего льда невелика. В Антарктиде она составляет не более 6- 7 м и достигает 40 м в районе оазиса Бангера (Евтеев, 1964), на участке слияния выводных ледников.

            Процентное содержание моренного материала в слое мореносодержащего льда в Антарктиде низкое - в среднем 1.6% (Евтеев, 1964). Еще ниже среднее содержание моренного материала в мореносодержащем льду в Гренландии. В скважине в Кэмп-Сенчури, пробурившей ледниковый щит на всю его толщину, ледяной керн только последних 15.7 м содержал мелкий минеральный детрит, средняя весовая концентрация которого составляла 0.24%. Остальная толща ( 1360 м ) льда минеральных включений не имела (Herren, Langway, 1979).

            Таяние Антарктических льдов, с отмеченной мощностью мореносодержащего льда, даст слой морены всего 0.1- 0.7 м , а Гренландского и того меньше.

            Крайне низкое содержание обломочного материала характерно для донных частей меньших по размеру покровных ледников Арктики. Чаще всего моренный материал в их придонной части отсутствует. Так, по данным бурения в леднике Вавилова (Северная Земля) в донной его части морены практически нет, если не считать за нее отдельные минеральные зерна размером до 3 мм (Морев и др., 1981). Ранее на фактическое отсутствие донной морены в ледниках Северной Земли указывала Н.Г. Загорская (1961). Бурение ледника на о.Гукера на Земле Франца-Иосифа также показало отсутствие в нем моренных включений (Суходровский, 1967). Недавним разбуриванием ледникового покрова на Шпицбергене (плато Ломоносова) установлено, что “на ложе ледника в районе скважины мелкозема нет, нижние слои льда также не содержат включений, различимых невооруженным глазом, а контакт забоя пришелся на монолитную коренную породу” (Материалы гляциологических исследований, вып. 50, М ., 1984).

            В скважине на ледоразделе ледников Гренфьорд Восточный и Фритьоф в придонных частях льда зафиксированы только отдельные минеральные частицы (Загороднов, Зотиков, 1981).

            Наблюдения показывают, что в долинных и выводных ледниках мореносодержащий лед имеется в тех их частях, где ледники движутся по рыхлым отложениям. На тех же участках, где ледники проходят по коренным породам, толщина мореносодержащего льда резко уменьшается и сходит на нет.

            Ж.Валло, в течение ряда лет многократно проникавший под ледник Мер де Глас в Альпах, установил, что в основании ледника, движущегося по коренным породам, донной морены нет, а на скальном ложе имеются только единичные обломки пород (Мушкетов, 1907). По наблюдениям М.И.Ивероновой (1952) в ледниках Тянь-Шаня там, где лед контактирует с коренными породами, донная морена отсутствует.

            В Гренландии в выводном леднике, ползущем по скалам (бараньи лбы) Бреди-Фиорда  Ю.А.Лаврушин (1976) отмечает “практически полное отсутствие в основании ледника моренного материала”.

            Наши наблюдения на ледниках Алибек и Двуязычный на Северном Кавказе также показывают отсутствие включений обломочного материала в донных частях льдов на участке их движения по коренным породам (рис.4).

            Итак, в донных частях ледников на участках их смещения по кристаллическим породам минеральные включения трудно обнаружить “невооруженным глазом”, или они “практически отсутствуют” (рис.5). Теоретически же моренный материал в днище ледников должен быть и на таких участках, иначе каким образом льды, следуя канонам ледниковой теории, будут бороздить скальное ложе, формировать бараньи лбы, выпахивать фиорды. Ведь чистый лед, и это признают все гляциологи, не может производить эти работы.

            К тому же отсутствие валунного материала в днище ледника и на его ложе - на участках выходов коренных пород само по себе указывает на то, что если и допускать перемещение морены в донной части ледников, то этот процесс малозначителен.

            О крайне малых масштабах ледникового перемещения терригенного материала, содержащегося в придонных частях льдов, говорят и факты резкого изменения толщины мореносодержащего льда при движении ледника по неровному мелкохолмистому ложу. Так, Ю.А.Лаврушин (1969) пишет, что в разрезах ледника Норденшельда (Шпицберген) можно видеть, что мощность мореносодержащего льда (загрязненный минеральным детритом лед), достигающая в понижениях рельефа 3.5- 5 м , на соседних возвышениях составляет всего 0.3- 0.4 м . Судя по фотографии, приводимой Ю.А.Лаврушиным (1969). эти возвышения представляют мелкие неровности рельефа с перепадом высот 3- 6 м . Такие неровности рельефа на пути движения скандинавского ледникового щита существуют почти беспрерывно (не говоря о более крупных) и, следовательно, перемещение ледником донно-моренного материала на расстояние даже в сотни метров весьма проблематично.

            Вопрос о возможности перемещения обломочного материала донными частями ледников является одним из главных в ледниковой геологии, но он до сих пор не решен. Имеется в виду не сопровождающие учебники схемы строения ледников, где уверенно изображаются мощные донные морены в их основании, а реальное положение вещей.

            До сих пор гляциологи исследуют не моренные включения в днище ледника, а преимущественно валунные отложения вблизи ледника или в нижележащих долинах, рассматривая их в качестве донных морен.

            Между тем валунно-глыбовый материал и мелкозем в этих отложениях полигенетический. Часть его - производное поверхностных, надледниковых морен, часть осыпного, лавинного, флювиогляциального происхождения. В горных условиях эти отложения постоянно находятся под воздействием таких мощных явлений как сели. Эти грязе-каменные потоки перемешивают и смещают на десятки километров вниз по долине огромные массы накопившегося материала и формируют толщи несортированных валунно-глыбовых (в смеси с песком и глиной) отложений, неотличимых от морен. Их-то нередко и принимают за настоящие морены, строя далеко идущие палеогеографические выводы (рис.6).

            Пробел в деле изучения переноса донно-каменного материала ледниками в значительной мере уменьшился благодаря детальным многолетним работам, проведенным Э.Эвенсоном и М.Клинчем (1987) на ледниках Аляски - одном из самых динамичных горно-ледниковых районов Земли. Исследования охватили одиннадцать ледников Аляски, но особенно детально велись на ледниках Макларен и Галкана. Для количественной оценки вклада различных механизмов переноса каменного материала ледниками проводилось:

            1) детальное картирование боковых и конечно-моренных отложений;

            2) изучение путей переноса материала к границам ледников; 3) генетический анализ надледниковых, внутриледниковых и подледниковых отложений.

            В результате Э.Эвенсон и М.Клинч установили, что главным агентом в перемещении обломочного материала являются флювиальные процессы.

            У исследованных ледников 90% материала, отложенного в краевых частях ледников, принесены водными потоками с вышерасположенных участков ледников и окружающих склонов. Наледниковые поверхностные и срединные морены поставляют около 10%  обломочного материала, а количество материала, поступающего из нижних горизонтов льда - из придонной морены пренебрежительно мало.

            Таким образом, даже в таких благоприятных для ледникового транспорта условиях, каковыми являются горно-долинные ледники с их крутыми уклонами ложа, перемещение ледником донно-моренного материала “пренебрежительно мало” и почти 100% обломочного материала перемещается иными процессами. И если значительная часть материала в горных ледниках перемещается в виде поверхностных и срединных морен, то на ледниковых щитах, перекрывающих равнинные страны, таковых отложений практически не имеется. Перемещение же валунов придонными частями материковых льдов, лежащих на плоском основании, конечно, более проблематичная задача, чем в условиях горнодолинного оледенения. В этом плане существенное значение имеют данные, полученные при изучении крупнейших шельфовых антарктических ледников - Росса и Фильхнера-Ронне. Как известно, эти ледники сформировались посредством сползания в море масс материкового льда, частично они нарастают сверху за счет снежных осадков и снизу - путем намораживания морской воды. Если материковые льды перемещают морену, то эта морена должна быть и в разрезе шельфовых ледников. Однако, сквозное бурение ледника Росса (его толщина на участке бурения 416 м ) и сквозное разбуривание ледника Фильхнера-Ронне (толщина льда 465 м ) не выявило каких-либо моренных включений ни в том, ни в другом леднике (Grotts, Stiver, 1985; Engelgardt, Determann, 1987).

            Описание строения шельфового ледника Росса (по скважине на ст.Джей Найн) дано И.А.Зотиковым и В.С.Загородновым (1980). Каких-либо моренных прослоек или даже мелких моренных частиц в разрезе ледника не обнаружено.

            В публикации И.А.Зотикова, А.А.Гау и С.С.Джекобса (1985) также указывается, что в ледяном керне скважины пробурившей шельфовый ледник Росса насквозь, отсутствуют видимые на глаз следы моренных частиц. Надо подчеркнуть, что шельфовый ледник Росса питают мощные выводные ледники, прорезающие трансантарктический хребет - Бэрд, Нимрод, Бирдмор (по которому поднимался Р.Скотт по пути на Южный полюс), Шеклтон, Аив, Скотт, причем три последних из них впадают в шельфовый ледник напротив скважины. Если выводные ледники и сам Антарктический покров перемещают морену, то она обязана быть в шельфовом леднике, тем более, что согласно “Гляциологическому словарю” (1984) он является продолжением и порождением ледникового покрова Антарктиды. Эти непонятные с точки зрения ледниковых канонов факты указывают, что достаточно существенного перемещения донно-моренного материала покровные льды не производят.

            Айсберги, откалывающиеся от шельфовых ледников, являются главной статьей расхода льда Антарктического ледникового покрова (К.С.Лосев, 1982; В.М.Котляков, 1986). Основываясь на этих достаточно хорошо известных данных, М.Г.Гросвальд (1983) приходит к выводу, что “более 95% продуктов разрушения коренного ложа, переносимых льдом Антарктиды в виде влекомых морен, выносятся в океан и отлагаются на его дно, образуя различные фации ледниково-морских отложений” (1983, стр.63). Не оспаривая цифру 95%, можно еще раз подчеркнуть, что в разрезе шельфовых ледников, поставляющих айсберги, влекомая морена пока не обнаружена .

            Что касается моренных включений в айсбергах Антарктического ледникового щита, одна из таких публикаций широко известна и ссылки на нее приводятся во многих научных трудах. Имеется ввиду описание Б.А.Савельевым (1960) перевернувшегося айсберга в районе станции Мирный. В его придонной части имелась маломощная прослойка моренного материала с размерами частиц не более 20 мм ( 2 см ) и с относительной концентрацией частиц в этой прослойке порядка 1%. Причем эта прослойка занимала место между слоем намороженного (конжеляционного) льда и 130-метровой толщей чистого ледникового льда. Такие прослойки вполне реальны, и как уже отмечалось, периодически встречаются в керне скважин в придонных частях ледников. И хотя некоторые ученые (например, Э.А.Левков (1980) именуют указанную прослойку в айсберге около Мирного “слоем морены” вряд ли такие мизерные содержания материала песчано-галечной размерности могут подтвердить теорию большой ледниковой экзарации и существование тех мощных толщ донной морены в основании ледника, которые принято изображать на схемах в учебниках и научных трудах.

            В целом, обобщая данные по шельфовым ледникам и антарктическим айсбергам можно констатировать, что Антарктический ледниковый покров консервирует свое ложе и 95% продуктов его экзарации настолько мало, что их выявляют лишь изредка, да и то в мизерных количествах. Сказанное подтверждается также следующими данными.

            В 113 рейсе “ДЖОЙДЕС Резолюшн” в результате бурения морских отложений в море Уэделла были получены новые данные, показавшие, что оледенение Антарктиды начало развиваться еще в миоцене и приняло близкие к современным размеры в плиоцене и, что рост оледенения Антарктиды постепенно приводил к уменьшению поступления терригенного материала в море, и особенно это заметно для плейстоцена. Следовательно, это еще раз указывает, что вопреки установившимся представлениям об огромной выпахивающей и транспортирующей роли материковых льдов, они фактически консервируют, предохраняют рельеф от выветривания и эрозии.

            В этом плане представляют интерес специальные расчеты влекущей силы ледников, выполненные Ш.А.Даниеляном (1971). Он пришел к следующим выводам: 1) влекущая сила ледников имеет отрицательные значения и ледники фактически не могут перемещать валуны в придонной своей части; 2) влекущая сила ледников не возрастает, а убывает при увеличении мощности льда; 3) несмотря на то, что с увеличением уклонов возрастает и влекущая сила ледников, она все же оказывается недостаточной для перемещения донного валунного материала.

            Выводы Даниеляна не нашли понимания у сторонников оледенений. Но ранее к близкому заключению пришел американский гляциолог Д.Дайсон (Dyson, 1952), согласно наблюдениям которого активные горно-долинные ледники альпийского типа Снерри и Гринелл (Скалистые горы, штат Монтана) неспособны перемещать даже небольшие валуны, лежащие на ледниковом ложе или наполовину выступающие из грунта.

            Выше отмечалось, что в донной части ледников нередко имеются включения обломочного материала. Каков механизм включения этого материала в ледник? Нет ли противоречия между выводами о крайне малой влекущей силы ледника и фактическим наличием таких включений. На этот счет распространено мнение, что процесс включения в лед обломочного материала сводится к выпахиванию, выламыванию ледником пород ложа. Более того, ряд ученых считает, что ледник вообще преобразует породы ложа в готовую морену, уплотняет ее, создает сланцеватость, закономерно ориентирует и стесывает валуны, штрихует, перемалывает их в муку (Лаврушин, 1976; Лавров, 1970 и др.).

            Однако, прямые наблюдения показывают, что отложения ложа не перерабатываются ледником, а примерзают к нему. Этот процесс хорошо выражен в ледниках, где идет донное таяние и повторное замерзание талых вод. Процесс намораживания вторичного льда и примерзание к нему терригенного материала наблюдался нами на ледниках Алибек и Аманауз (рис.7).

            Судя по литературным данным, он распространен как в теплых, так и холодных ледниках - при условии подтока вод за счет режеляции и инфильтрации. Так, исследование керна скважины, пробурившей толщу льда в Западной Антарктиде (ст. Берд), показали, что минеральный детрит в придонные слои льда был включен за счет примерзания его к вторичным, режеляционным льдам (Gow, Epstein, Sheewy, 1979). Похожий процесс наблюдался и на выводных ледниках района Мак-Мердо, с той разницей, что примерзание терригенного материала к ложу ледников здесь идет за счет талой воды, поступающей под ледник со склонов долин (Selby, 1973). Специальные исследования в Гренландии показали, что минеральный детрит, включенный в нижнюю часть материкового льда, имеет четкие признаки субаэрального выветривания (но не ледниковой обработки, как того требует теория). Этот материал включен в ледник путем примерзания (Whalley, 1982).

            Донное намораживание песчаных грунтов установлено в ледниках Норвегии (Harris, Bothamley, 1984), на ледниках Баффиновой Земли (Dewdeswеll, 1986). Примерзание к днищу ледников пластов рыхлых отложений, в том числе морских, с обильной фауной хорошо сохранившихся морских моллюсков, зафиксировано на Шпицбергене и других районах современного оледенения (Серебряный, Орлов, 1985).

            Более того, под ледниками, в том числе в мореносодержащем льду рядом исследователей (в том числе Ю.А.Лаврушиным (1976), вопреки теории ледникового стесывания валунов, были отмечены валуны, покрытые тонкой карбонатной коркой. Кальцитовые корки обнаружены и на поверхности скальных пород, вытаивающих из-под ледников (Hallet, 1976).

            Формирование карбонатных каемок и корок (кальцитовых, доломитовых и др.) на валунах и горных породах явление общеизвестное и связано с воздействием поверхностных и грунтовых вод, насыщенных углекислотой. Хемогенные садки карбонатов происходили и происходят до перекрытия ледником топографической поверхности в условиях положительных температур.

            Следовательно, и эти данные указывают, что распространенное мнение о действии ледника наподобие жерновов, о перемалывании льдом не только органических остатков, но и валунов, о срезе ледником толщи горных пород являются ошибочными.

О ледниковой эрозии

            В предыдущем разделе было показано, что в донных частях ледников обломочный материал имеется в небольшом количестве или отсутствует. Были приведены доказательства, что ледники в своей донной части в сколько-нибудь заметных масштабах не перемещают валунный материал и скорее консервируют рельеф, чем его разрушают.

            Помимо этих фактов имеется немало и прямых наблюдений, ставящих под сомнение идеи об огромной выпахивающей деятельности ледников. Еще в начале века Т.Чемберлин и Р.Солсбери указывали на крайнюю слабость ледниковой эрозии. Согласно их наблюдениям, при движении ледников по ровному месту под ними сохраняется даже почва с травянистой растительностью.

            Многолетние работы М.И.Ивероновой (1952) на Тянь-Шане показали, что даже в горах ледники при своем движении не только не нарушают рыхлые подстилающие осадки, но и сохраняют почвенно-растительный покров.

            Изучение К.К.Марковым (1946, 1986) памирских ледников привело его к выводам о слабости ледниковой эрозии и о малой вероятности образования ледниковым путем так называемой донной морены. На основании фактов несминания и неэродирования ледниками галечниковых и глинистых отложений, К.К.Марков пришел к выводу, который должен был учтен сторонниками оледенений: ”Но если ледник не оставил следов эрозии в рыхлых отложениях, то тем понятнее это по отношению к породам скальным” (1986).

            Не производят экзарации ложа и ледники Скандинавского нагорья, о чем свидетельствует вытаивание из-под ледников полигональных грунтов, древних дельтовых песчаных отложений с сохранившимися знаками ряби (Whalley, 1981; Harris, 1984). Известны факты вытаивания из-под ледников Альп хорошо сохранившихся сооружений римской эпохи, а из-под выводных ледников Гренландии - древних норманнских поселений (Шило, Данилов, 1984; Чижов, 1976).

            Важные данные были получены при изучении ложа ледника Твин на Элсмире. Этот ледник в малый ледниковый период далеко продвинулся вниз по трогообразной долине. Ныне он отступил, обнажив долину. Наблюдения показали, что ледник не только не выпахивал “трог” (как того требует теория), но сохранил под собой тундровую растительность того времени и почвенный покров (Bergsma, Sloboda, Freedman, 1984). Поскольку почвенный покров не покрыт моренными образованиями, то этот факт указывает, что ледник Твин не только предохранил долину и почвенный слой от эрозии, но и не перемещал морены. Изучение других современных ледников в канадской Арктике также показало крайне незначительное их воздействие на рельеф и подстилающие отложения. В связи с этим Дж.Ингланд (1986) пишет:  “возникают сомнения в реальных возможностях такого фундаментального процесса преобразования ландшафтов, каким считается ледниковая эрозия”.

            Важные результаты  были получены П.В.Ковалевым (1965) при изучении долинных ледников Кавказа. Он установил, что ледники занимают готовые (доледниковые) долинообразные формы, в том числе и троги, и не выпахивают их днища. Исследование ледников Северной Земли (В.М.Макеев, Ю.Д.Большиянов, 1986) показало, что эти ледники не только не выпахивают ложе, но и защищают его от эрозии. Они пишут, что “в настоящее время, в связи с низкими температурами льда по всей толще ледниковых куполов и щитов, подстилающие породы защищены от эрозии”.

            Постулаты об огромной выпахивающей и бульдозерной деятельности ледника, о сносе им толщи кристаллических пород как-то меркнут перед следующими фактами. Д.Хук (Hooke, 1968) установил, что ледниковый покров Гренландии у своего края надвигается на навеянные снежники, но не выпахивает их, а перекрывает и движется поверх снежных наносов. Наблюдения в соседней Исландии показывают, что даже быстрые подвижки ледников (серджи), когда энергия продвижения ледников наибольшая, экзарации ложа тоже не вызывают. В.С.Корякин (1988) описывает сердж ледника Бруар (выводной ледник ледникового массива Ватнайекудль), который имел место зимой 1964 г . Быстро продвигающийся ледник всего лишь “сминал перед собой снеговой покров в складки высотой 2- 3 м ”. Могут сказать, что снежный покров предохранил ложе ледника от экзарации, но можно указать и на то, сколь незначительная защита требуется для предохранения ложа от ледниковой экзарации.

            Возникает вопрос, почему вопреки прямым наблюдениям авторитетных исследователей, свидетельствующих о слабости ледниковой эрозии, геологи-четвертичники и палеогеографы придерживаются положения об огромной выпахивающей деятельности ледника? Прежде всего потому, что без оной не будет и ледниковой теории, не будет, требуемого теорией, ледникового сноса толщи кристаллических пород с Балтийского и Канадского щитов, выпахивания фиордов, озерных котловин, перемещения валунов и отторженцев за тысячи километров.

            Дискуссия о масштабах ледниковой эрозии ведется уже более 100 лет. Суть ее сформулировал известный французский географ Э.Мартонн (1945): “весьма внимательные исследователи альпийских ледников отрицают эффективность ледниковой эрозии, тогда как другие чрезвычайно ее преувеличивают”.

            Весьма внимательные исследователи являлись основателями альпийской школы гляциологов во главе с А.Геймом. Других ученых, стоящих на позициях огромного выпахивающего действия ледников, объединял Г.Гесс. А.Гейм, отрицавший сколько-нибудь значительную роль ледников в формировании трогов, озерных котловин и долин в Альпах, относил их к тектоническим формам рельефа. Вместе с тем он соглашался, что полированные скалы, вытаивающие из-под ледников, имеют ледниковое происхождение. В этом оказалась суть проблемы: тектонические зеркала скольжения, штрихованное тектоническое ложе, которое использует для своего движения ледник и предохраняет от выветривания и эрозии, приняли за неоспоримо ледниковые признаки (вопросам происхождения штриховки и полировки скальных пород и других типов экзарационного рельефа посвящена 2-я глава книги). Решению вопросов, связанных с проблемой экзарации, могло бы в значительное мере помочь сравнение физико-механических свойств льда и горных пород, по которым двигался ледник.

            Ниже приводится таблица физико-механических свойств льда и некоторых горных пород (табл.1).

            Для понимания процессов возможного выпахивания и выламывания ледником горных пород главное значение имеет такое свойство льда как его прочность на скалывание (сдвиг). Именно с напряжениями сдвига принято связывать способность льда выпахивать, скалывать, смещать породы. Сравнение этого показателя для льда и горных пород показывает, что сопротивление льда скалыванию (сдвигу) в среднем в 10-20 раз ниже, чем горных пород. (Сопротивление льда сжатию и растяжению соответственно в 25-50 и 5-10 раз ниже, чем горных пород).

            Это означает, что ледниковые массы не в состоянии разрушать подстилающие коренные породы, выпахивать и истирать их. В придонные части ледников могут вмерзать только рыхлые продукты разрушения и переотложения этих пород - элювиально-делювиальные, флювиальные, селевые, морские и другие отложения. Из приведенных в таблице параметров прочности льда и коренных пород на сдвиг следует, что при приложении напряжений скалывание будет происходить только в леднике, с образованием внутриледниковых плоскостей скольжения разного порядка.

            Кроме того, низкое сопротивление льда скалыванию само по себе не позволяет накапливаться в массе льдов значительным касательным напряжением, так как достижение предельных для льда напряжений и ведет к скалыванию льда. Отсюда столь характерное для ледников движение льда по плоскостям внутриледниковых сколов.

            Фактические замеры и расчеты величин касательных напряжений на дне ледников показывают их низкие значения. Так, у ледника Федченко напряжения сдвига на ложе не превышают 0.2-0.3 МПа, а у ледников с более крутым падением - например, у ледника Шумского на Тянь-Шане, на разных участках ложа касательные напряжения были в пределах 0.05-0.5 МПа (Шумский, Красс, 1983). Существенно меньшие касательные напряжения присущи ледниковым щитам Антарктиды и Гренландии - они составляют 0.002-0.01 МПа (Шумский, Красс, 1983).

            Очевидно, что напряжения такого порядка не могут привести к выпахиванию горных пород, а тем более к ледниковому срезу толщи кристаллических пород в сотни метров мощностью, как это постулируется, например, в статьях Н.И.Апухтина, Е.В.Рухиной, Д.Д.Квасова, П.Вольштедта, М.Г.Гросвальда. В этом плане можно согласиться с выводами М.И.Ивероновой, основанными на изучении ледников Тянь-Шаня: “роль придонной морены ничтожна и говорить о леднике, как о факторе эффективно эродирующем нет основания”.

            Изучение гляциальных процессов в горах северо-востока Азии и в Альпах привело академика Н.А.Шило (1981) к выводам, что утвердившиеся положения о деструктивной деятельности ледников давно пришли в противоречие с новыми данными. Он особо подчеркивает, что “такие параметры льды, как модуль упругости, сопротивление сдвигу и т.д. не идут ни в какое сравнение с аналогичными характеристиками горных пород, на поверхности которых формируются ледники или ледниковые покровы. Поэтому говорить, указывает Н.А.Шило, о механическом разрушении диагенезированных пород ледниковыми массивами равносильно признанию мифических свойств за последними”.

            В заключение следует отметить, что установленные гляциологами закономерности движения ледников не воспринимаются ледниковой теорией, так как скорости движения современных ледников крайне недостаточны. Особенно недопустимо медленно перемещаются - а то и стоят на месте по 150-400 тыс. лет придонные слои Гренландского и Антарктического ледниковых покровов. Ледниковая теория своеобразно, но не слишком убедительно, преодолевает эту проблему. Вот типичное описание движения скандинавского ледникового покрова на равнинах Восточной Европы: “На территорию Северной Литвы ледники наступали через Рижский залив и по сравнительно непересеченной местности, приобретая ускорение, двигались на юг, разрушая уже созданные формы поверхности и мало оставляя собственных отложений” (В.П.Вонсавичюс, 1981, стр.49). Несколько севернее - “на южном берегу Финского залива Невский язык встретил на своем пути Ордовикское плато. Не будучи в состоянии перейти через него, лед устремился к востоку и югу, по его окраинам, и снова изменил свое движение на юго-восточное, обойдя высоту” (С.В.Яковлева, 1972).

            Не менее, а может быть и более, стремительно двигался ледниковый покров на Европейском Севере. А.С.Лавров, Л.Д.Никифорова, Л.М.Потапенко (1986) утверждают: “В Западном Притиманье основная масса льда, не меняя направление, устремилась к верховьям Северной Двины, а менее энергичный поток разворачивался к югу, перекрывая бассейн Вычегды” (стр.72).

            Все это напоминает лихие кавалерийские рейды, джигитовку и рубку лозы, а не движение материковых льдов - медленное, тягучее вязко-пластическое течение.

1.2. Разнос валунного материала припайными льдами

            В так называемых водных моренах присутствует значительное количество эрратического валунного материала, в том числе дальнего разноса (например, хибинские валуны перенесены к горлу Белого моря на расстояние 250 км ). Имеется некоторое количество эрратического материала и в “донных моренах”.

            В этом нет ничего необычного, если учесть, что низменные части Кольского полуострова покрывались водами морских четвертичных трансгрессий. Морские отложения, или фрагменты их, обнаружены на отметках до 150- 170 м выше уровня моря, а на тектонически поднятых участках на отметках до 260- 300 м (Лаврова, 1960; Апухтин, 1957; Чувардинский, 1982, 1985).

            Мощные толщи валунных суглинков известны на Севере Европейской России, в Западной Сибири, на дне арктических морей. Наряду с точкой зрения о ледниковом генезисе этих толщ, многие исследователи рассматривают их в качестве ледово-морских отложений. Валунный материал в эти отложения поставлялся припайными льдами и отчасти айсбергами. Морские трансгрессии привели не только к накоплению морских и ледово-морских осадков, но и к интенсивному перемыву континентальных отложений, к их переотложению и формированию перемытых “морен”. Волновая абразия вызвала формирование больших полей валунов - за счет вымыва мелкозема из верхних горизонтов валунно-глыбовых отложений. Такие образования, получившие название “абрадированная морена” широко развиты в Карелии и юго-западной части Кольского п-ова до отметок 120- 140 м , что нашло отражение и на картах четвертичных отложений масштаба 1:1000000 и 1:2500000, изданных ПГО “Севзапгеология” в 1962 и в 1967 гг.

            Таким образом, изучение процессов разноса валунного материала припайными льдами имеет значение как для познания природы валунносодержащих отложений (ледово-морских по одной точке зрения и ледниковой - по другой), так и для уточнения методики валунных поисков.

            Для того, чтобы понять механизм и масштабы этих процессов нами в течение ряда лет проводились исследования дрифтовых явлений в Кандалакшском заливе Белого моря.

            Ниже приводятся основные сведения по этому вопросу.

Строение литорали и динамика припайных льдов

            Приливо-отливные колебания уровня моря (их высота в Кандалакшском заливе 2- 3.5 м ) обуславливают существование вдоль всего побережья Кандалакшского залива и вокруг островов зоны осушки, или литорали. Литораль имеет отчетливое зональное строение. Здесь выделяются следующие элементы (начиная с мористой части литорали): а) валунная гряда высотой до 2- 2.5 м ; б) плоскодонная западина, сложенная валунно-песчаными или валунно-супесчаными отложениями; в) прибрежная галечно-валунная полоса. Первые две зоны осушки полностью затопляются при приливах, тогда как прибрежная галечно-валунная полоса фиксирует наиболее высокий уровень приливных и сгонно-нагонных явлений. Ширина приливно-отливной зоны зависит от геоморфологии берегов и составляет от первых метров до 2 км .

            Припайные льды непрерывной полосой окаймляют побережье, острова и отмели. Глубина, на которой образуется припай 1- 5 м (считая от уровня прилива), но иногда, при подсовах льдов, она может составить 7- 8 м . Припай образуется не только в пределах литорали, но захватывает и часть верхней сублиторали. Ширина припайной полосы также как и зоны осушки от нескольких метров до 2 км .

            Приливно-отливные явления обуславливают зональное строение припая. В нем выделяются: подошва припая - полоса льда, занимающая  зону  осушки  между  валунной  грядой  и   берегом, б) внешняя (мористая) часть припая, которая начинается от валунной гряды и захватывает часть сублиторали, прилежащую к этой гряде до глубин порядка 5 м . Вследствие напряжений во льдах, возникающих при приливах и отливах, припай разбит на блоки системой продольных и поперечных трещин. Размер блоков льда обычно 10х30 м, толщина льдин - 0.5- 1 м .

            Процессы захвата грубообломочного материала припайными льдами. Включение грубообломочного материала в припайные льды происходит в течение всего ледостава, но начинается с подошвы припая, охватывая затем и его мористую часть. Сформировавшийся к началу ледохода разрез припайных льдов изображен на рис.8. Существуют три типа залегания валунного и другого материала в припайных  льдах,  обусловленные  разным  механизмом его захвата: а) на поверхности припая, б) в донной части льдов и в) во внутренней части льдин.

            Наибольшее количество валунно-глыбового материала, включаемого в те или иные части припая, накапливается на его поверхности. В советской и зарубежной литературе распространено мнение, что на поверхность льдов обломки пород попадают из береговых обрывов. Наши наблюдения показывают, что валуны в основном поступают на лед непосредственно со дна литорали и верхней сублиторали. Механизм этого процесса заключается в следующем: глыбы, валуны и более мелкий материал, лежащий на дне, при периодических посадках припая на грунт оказывается в полосе припайных трещин. При сжатиях и торошениях льдов эти валуны и другой материал выдавливаются по трещинам в припае на поверхность льдов. Такое выдавливание (или выжимание) терригенного материала происходит в течение всего ледостава, но наиболее интенсивно в феврале-марте. Часть вытолкнутых на лед валунов при новых торошениях льдов отодвигается от линии трещин в средние части льдин (рис.9). Рассмотренный механизм неоднократно наблюдался нами непосредственно в природных условиях и подтверждается следующими данными.

            а. Валунно-обломочный материал на поверхности припая в основном  сосредоточен вблизи трещин в припае. При этом его наибольшее количество и самые крупные валуны и глыбы приурочены к зоне максимального напряжения припайных льдов - к трещине между подошвой и мористой частью припая (рис.10).

            б. Неоднократно наблюдались случаи нахождения валунов в трещине между льдами припая, т.е. валуны были лишь частично выжаты со дна литорали. При этом в донных грунтах можно было видеть выемки, прежде занятые этими валунами.

            в. Выемки от валунов часто приурочены к валунной гряде - границе наиболее напряженных частей припая.

            г. Валуны, глыбы, гальки и щебень, лежащие на поверхности припая, несут отчетливые следы пребывания в морской среде - на них повсеместно наблюдаются колонии балянусов, к ним прикреплены морские водоросли с раковинами мидий.

            Подтверждением изложенного механизма выдавливания обломочного материала на поверхность льдов может служить и сгребание льдами донных отложений в грядообразные валы, которые расположены не только вдоль главной припайной трещины, но и вдоль второстепенных трещин. При этом донные отложения - щебнистые супеси и пески также выдавливаются на поверхность припая.

            Что касается выпадения обломков пород на лед из береговых обрывов, то этот процесс имеет место, но масштабы его крайне незначительны. Нами отмечались только единичные обломки пород, несомненно упавшие на лед со скалистых береговых обрывов высотой 50- 90 м . О наземном происхождении таких обломков свидетельствовало наличие на их поверхности лишайников, остатков корневой системы наземных растений (в трещинах обломков). Основная же масса валунов на припае вблизи таких обрывов несла следы пребывания в морской среде.

            Примерзание к донной части припайных льдов валунов, щебня, песка и другого материала происходит в зонах литорали и верхней части сублиторали. Этот процесс широко распространен до глубин 2- 4 м (считая от уровня прилива). В донную часть припая вмерзают как валуны, так и целые пласты грунтов - песчано-галечных или глинисто-щебнистых. Весьма часто терригенный материал в донной части льдов залегает послойно. Это связано с периодическими посадками припая на грунт при отливах, когда ко льду примерзает обломочный материал, и всплытием припая при приливах, когда к переохлажденным в субаэральных условиях льдам снизу примерзает новый слой льда (рис.11).

            Залегание обломочного материала внутри (в разрезе) припайных льдов - явление, широко распространенное в Кандалакшском заливе. По существу оно представляет развитие процесса нарастания льда снизу и сверху как результат захоронения под слоями льда материала, ранее выдавленного на поверхность, а также материала, примерзшего к днищу льдин. Нарастание льда сверху и погребение под ним каменного материала, лежащего на поверхности припая, происходит при приливных и нагонных явлениях, когда на поверхность припая через трещины поступает большое количество морской воды. Смерзаясь со снегом, она образует наледный лед. В зависимости от толщины наледного льда и величины обломков пород последние могут быть захоронены во льду полностью или частично. Неоднократное поступление на поверхность припая обломков пород и намораживание льда сверху приводят к чередованию слоев обломочного материала и льда.

            Внутриледное положение обломочный материал принимает и при процессах нарастания льда снизу, когда на ранее примерзший материал намерзает слой придонного льда. Этот механизм рассматривался выше. Если процессы намерзания обломочного материала и льда к донной части припайных льдин происходит неоднократно, то валуны или другой материал начального цикла примерзания нередко оказываются в средней части разреза льдов (рис.12). В одной и той же льдине иногда наблюдается перекрытие обломков пород как наледным льдом), так и льдом, нарастающим снизу.

            Вместе с терригенным материалом, на поверхности припая, в его донной части и внутри льдов наблюдается значительное количество раковин морских моллюсков (мидий, песчаной, ракушки), морских рачков - балянусов, а также водорослей - фукусов, зостеры, анфельции. Механизм попадания на поверхность припая биогенного материала, включение его в разные части припайных льдов тот же, что и для терригенного материала. Кроме того, водоросли попадают на лед при нагонах во время начала ледостава.

            В разные части льдов включается разнообразный по механическому составу материал - от глинистых частиц до валунов и глыб. Наиболее крупные валуны и глыбы (до 2 м в поперечнике) выталкиваются на поверхность припая, валуны меньших размеров вмерзают в днище и включаются в тело льдин. Окатанность материала различная - от совершенно неокатанных глыб и щебня до округлых валунов и галек. Форма валунов разного петрографического состава меняется от угловатой и брусковидной до утюгообразной и округлой. Состав валунного материала в целом отвечает составу поверхностных и подстилающих пород. Это преимущественно гнейсы, мигматиты, амфиболиты, граниты, анортозиты, габбронориты. Валунно-глыбовой материал поступает как за счет разрушения коренных пород в зоне литорали и скальных выходов в прибрежных частях залива, так и за счет перемыва валуносодержащих четвертичных отложений.

            Принято считать, что разрушение выходов коренных пород происходит путем выветривания. В определенной мере это так, но важную роль в поставке глыбового материала играют тектонические движения по разломам. Разрушение сильно трещиноватых смещенных блоков пород и дает основную массу глыбового материала, который несет ясные следы тектонического дробления - зеркала скольжения со штриховкой на плоскостях, следы скалывания. Разрывные тектонические смещения в Кандалакшском заливе происходят и в настоящее время, на что указывает и сравнительно высокая сейсмичность Кандалакшского грабена.

            Разнос валунного материала припайными льдами. Разрушение морских льдов начинается в шхерном районе залива с его сильными приливно-отливными течениями. На таких участках взламывание и дрейф припайных льдов происходят сразу за разрушением или отгоном морского льда или одновременно с ним. На участках с меньшей гидродинамической активностью морских вод, морские льды и припай взламываются значительно позднее. Вершинная часть Кандалакшского залива вскрывается раньше, чем юго-восточная, что препятствует выносу льдов из северо-западных частей залива в открытые части Белого моря. В результате основная масса валуносодержащего припая шхерного района разгружается в относительно замкнутой акватории залива.

            В первую очередь выносятся льды мористой части припая, затем льды подошвы припая - та часть его, которая подвержена вертикальным колебаниям при приливно-отливных явлениях. Вынос этих частей припая обычно осуществляется отливными течениями и может происходить при совершенно тихой погоде. Полоса припая, непосредственно скрепленная с мелководными участками берега, выносится частично- при совпадении сизигийных приливов со сгонными ветрами. С пляжных участков берега материал (галька, валуны) практически не выносятся. Припай на этих участках тает на месте.

            Подсчет количества валунного материала ледового захвата и дрифтового разноса проводился на нескольких участках побережья и островах. Методика этих работ и анализ полученных данных опубликованы (Чувардинский В.Г., 1973, 1985). Здесь приводятся основные результаты.

            В припайных льдах - в разных их частях - на поверхности льдов, в их разрезе и в донной части в расчете на 1 погонный километр припайной полосы в среднем ежесезонно включается около 45 м³ каменного материала - в основном валунов. Объем обломочного материала, выносимого припайными льдами в море, составляет около 40% от общей загрузки льдин, так как часть их разрушается, а часть тает на месте. С 1 погонного километра припая льдами ежесезонно выносится в море в среднем 16- 18 м³ каменного материала. При этом преобладает вынос материала валунной размерности. Размер наиболее крупных валунов, зафиксированных на дрейфующих льдах Кандалакшского залива, составлял 1.5- 2 м в поперечнике.

            Направление дрейфа валуносодержащих льдов преимущественно юго-восточное - в соответствии со стоковыми и отливными течениями. Но под влиянием ветров и приливов направление перемещения льдин время от времени сильно меняется, вплоть до переноса в северо-западном направлении. Расстояние переноса валунов припайными льдами составляет несколько десятков километров.

            Можно отметить, что Белое море не самый благоприятный район для развития мощных процессов ледового разноса валунов: зимы здесь мягкие, припай сравнительно тонок. В этом отношении такие моря, как Охотское дают пример большего размаха валунопереноса морскими льдами. Так, по данным Л.Е.Степановой (1985) в Охотском море с каждого километрового участка берега в год уносится льдами в море 130- 170 м³ материала, то есть в несколько раз больше чем в Белом море. Расстояние, на которое переносят валунный материал морские льды, достигает в Охотском море 500 км , а в Беринговом море до 1000 км (Лисицын, 1961). На отдельных этапах четвертичного периода - например, в верхне-четвертичное время в морях, трансгрессировавших на Кольский п-ов и Карелию, ледовые условия могли быть суровее современных. А это увеличивало объем валунного и другого материала, переносимого припаем, равно увеличивалась и дальность его разноса. Таким образом, разнос валунного материала припайными льдами - это достаточно существенный геологический процесс и его последствия следует учитывать при определении генезиса отложений и при ведении валунных поисков.

            В заключение можно указать на некорректность палеогеографических выводов некоторых ученых, которые основываясь на малом процентном содержании окатанного галечно-гравийного-пляжного материала в донных осадках Баренцева моря и преобладания в этих осадках неокатанного материала со следами штриховки и пришлифовки относят эти осадки к ледниковым, а никак не ледово-морским (Эпштейн, 1995). В таком подходе имеются две методические ошибки.

            1. Припайные льды захватывают материал не с пляжей, а с литоральной зоны.

            2. Материал ледового захвата и разноса представляет собой, в основном, распавшиеся на глыбы, валуны, щебень тектонические блоки и пластины и разрушившиеся на щебень и угловатые глыбы трещиноватые коренные породы, залегающие в полосе литорали. Часть этого материала несет тектоническую штриховку и полировку, ошибочно принимаемую за ледниковую.

            Что касается транспортирующей деятельности речных, озерных, донных льдов и айсбергов, то этот вопрос рассмотрен в монографии Н.Г.Чочиа и С.П.Евдокимова (1993).

1.3. Разрывные структуры Балтийского щита и их возраст

            Достаточно строгой концепции геодинамики Балтийского щита от архея до плейстоцена не имеется. Основные вехи тектонического развития щита могут быть намечены в рамках геодинамики Восточно-Европейской платформы, составной частью которой он является.

            Согласно монографической сводке “Разломы и горизонтальные движения платформенных областей СССР” (1977), Восточно-Европейская платформа прошла несколько этапов тектонической перестройки, связанных с общепланетарными причинами и носящими пульсационный характер:

            1) протогеосинклинальный этап (ранний протерозой) - преимущественное растяжение земной коры; 2) орогенный этап (средний протерозой) - сжатие; 3) раннеплатформенный этап (рифей-ранний палеозой) - растяжение; 4) позднеплатформенный этап (поздний палеозой, мезозой-кайнозой) - сжатие.

            Вопросам докембрия Балтийского щита посвящены многочисленные публикации, тогда как мезозойский-кайнозойский этап его развития (за исключением плейстоцена) малоизвестен.

            По материалам А.П.Афанасьева (1977) в течение мезозоя развитие Балтийского щита происходило в условиях относительного тектонического покоя. В это время происходило выравнивание, пенепленизация рельефа. Одновременно в условиях влажного субтропического климата формировалась каолиновая кора выветривания.

            В позднем мезозое произошла значительная денудация кор выветривания, снос массы терригенного материала на Русскую платформу и прилежащие эпиконтинентальные моря. Возможно эти процессы явились следствием альпийского орогенеза, однако прямых доказательств этому не известно.

            В кайнозое (палеогене и олигоцене) процессы пенепленизации рельефа возобновились. В условиях умеренного климата были сформированы гидрослюдистые коры выветривания, сохранившиеся и ныне на больших площадях в центре восточной части Кольского п-ова, в финской Лапландии и в виде реликтов в западных частях Кольского п-ова. В этот же период и, частью, в неогене, произошло выравнивание рельефа до уровня пенеплена, известного как неогеновый пенеплен (Стрелков и др., 1976). Ныне этот пенеплен сохранился на востоке Кольского п-ова (бассейны рек Поной, Стрельна, верховья Варзуги, Пурнача), а также на вершинах некоторых гор (Сальные тундры, Хибины, Ловозерские тундры) - горстовых неотектонических поднятий. Эта гидрослюдистая кора выветривания и неогеновый пенеплен, на котором она развита, являются основным репером, от которого следует вести отсчет неотектонической активизации щита. Этот вопрос важен прежде всего потому, что формирование современного рельефа Балтийского щита по данным ряда ученых связано с неотектоническими движениями (работы Н.И.Николаева, С.А.Стрелкова, А.Д.Арманда, Б.И.Кошечкина). Неотектонический (кайнозойский) возраст рельефа Кольского п-ова и Карелии доказывается и группой геологов ПГО “Севзапгеология” - В.Г.Легковой, Л.А.Щукиным, В.Н.Бонбенковым и Г.В.Можаевой (1977).

            Данная проблема остается почти незамеченной геологами, изучающими докембрий щита: горы и возвышенности Кольского полуострова обычно рассматриваются в качестве положительных структур архейского, протерозойского или палеозойского возраста. Основным критерием возраста гор здесь считается возраст слагающих их пород. Столь же древними считаются и разломы, дешифрируемые по аэро- и космоснимкам. Поскольку эти вопросы имеют важное значение в познании разрывной тектоники щита, они будут рассмотрены ниже.

            В.А.Перевозчиковой (1974) на Балтийском щите по результатам дешифрирования аэроснимков была выявлена густая сеть разрывных нарушений, образующих восемь закономерно пересекающихся систем разрывов. Последующие аэрогеологические и космогеологические исследования подтвердили наличие подобной системы нарушений (работы М.В.Минца, В.Е.Гендлера, Д.И.Гарбара). В.В.Баржицким (1988) также выделена система крутопадающих рызрывов восьми направление: меридиональных, широтных и диагональных (0-5, 340, 320, 295, 275, 75, 50 и 25°).

            Однако эта система разрывов выражена не повсеместно. Наиболее контрастно она проявлена на Мурманском блоке гранитоидов, где можно выделить 6 систем разрывов (рис.14). В центральной и западной частях Кольского п-ова достаточно четко выделяется четыре системы разломов.

            Кроме вертикальных систем разрывов в земной коре, в том числе ее приповерхностной части, по всем признакам существует и система горизонтальных разрывов. Пересечение этих двух систем и определяет блочность земной коры.

            Для разных частей Балтийского щита характерно преобладание той или иной системы вертикальных (субвертикальных) разрывных нарушений. Так, В.Е.Гендлером в пределах Кольского п-ова и Карелии выделено четыре мегаблока, каждому из которых присуща своя система разрывов.

            1. Кольский мегаблок (северная часть Кольского п-ова). Преобладающее простирание разрывов С-З 300-310° (50% от общего их числа) и СВ 30° (40%).

            2. Беломорский мегаблок. Преобладающее простирание разрывов СЗ 300-320°. Разрывы с простиранием СВ 40-50° составляют 36% от их общего числа.

            3. Карельский мегаблок. Для него характерно резкое преобладание разрывов северо-западного (СЗ 310-320°) направления (85-90%). Разрывы СВ простирания составляют 10-12%.

            4. Ладожский мегаблок. Разрывы с простиранием СЗ 310-320° составляют здесь более 95%, разломы СВ простирания - около 2%.

            Кроме того, В.Е.Гендлером выделены зоны сочленения мегаблоков и зоны глыбовой переработки. Выделение этих зон плодотворно в плане изучения тектонической активизации протяженных участков щита.

            Отмеченные системы разрывных нарушений принято рассматривать в качестве тектонических нарушений (в том числе глубинных разломов) архейского и протерозойского возраста (Космогеологическая карта .., 1988; Тектоника .., 1974). Среди них выделяются сдвиги, надвиги, сбросы, крутопадающие разломы. Однако лишь небольшая часть этих разломов изучена геологическими методами. При этом, обычно, фиксировались лишь зоны дробления, катаклаза и милонитизации, что недостаточно для определения кинематического типа разлома, его возраста.

            Разрывные нарушения Карело-Кольского региона и Русской платформы в целом можно разделить на два основных генетических типа:

            1. Разрывы, связанные с ротационными силами Земли (регматическая сеть разрывов, планетарная трещиноватость).

            2. Разломы эндогенно-тектонического происхождения.

            Разрывы, относимые к системе планетарной трещиноватости, образуют закономерную, взаимнопересекающуюся сеть разрывов, которая хорошо картируется дистанционными методами. Согласно работам С.С.Шульца, П.С.Воронова, Г.Н.Каттерфельда, О.И.Исламова, образование в земной коре сети планитарных трещин (линеаментов) связано с тангенциальными напряжениями, вызванными инерционными силами, отражающими периодические изменения скорости вращения Земли и положение ее оси вращения.

            Дизъюнктивные дислокации второго типа своим происхождением обязаны напряжениям, вызванными внутренними силами Земли, процессами, происходящими в недрах коры и мантии.

            До развития теории линеаментной тектоники, все картируемые разломы было принято считать принадлежными к эндогенному типу. Ныне, с развитием указанной теории, наметилась тенденция связывать с ротационными силами не только формирование закономерной сети разрывов, но и объяснять тектонические смещения по ним. Так, П.С.Воронов (1962, 1968) считает, что ротационные силы не только образовали систему разрывов, но и вызвали (и вызывают) смещения по ним, вплоть до гигантских - например, сдвиговые смещения по Сан-андреасскому разлому.

            Однако, расчеты других исследователей (Люстих, 1962) показывают, что одних ротационных напряжений недостаточно для образования крупных смещений. Согласно выводам ряда ученых (Космическая информация .., 1983) смещения по разрывам регматической сети возникают только в тех местах, где векторы ротационных напряжений совпадают с векторами локальных напряжений, вызванных эндогенными процессами. Наши наблюдения на Кольском п-ове и в Карелии позволяют присоединиться к этому выводу. Можно считать, что эндогенные тектонические напряжения используют сеть планетарной трещиноватости - вертикальные и горизонтальные ее разрывы, для смещений по ним. Или, говоря словами С.С.Шульца (1973) “тектоника вышивает свои узоры на канве планетарной трещиноватости”.

            Тем не менее, следует признать, что проблема происхождения систем коровых разрывов существует до сих пор.

            Развивая теорию ротогенеза, не следует отодвигать на второй план гипотезы, объясняющие разломно-дислокационные явления процессами, происходящими в недрах Земли (конвективные подкоровые течения, уплотнение сфер Земли, глубинная дифференциация первичного вещества).

            Учитывая тесную связь разрывов регматической сети с разломами, смещения по которым вызваны эндогенными причинами - в том числе землетрясениями и вулканической деятельностью, следует предполагать определенную зависимость формирования и развития тех и других от общих глобальных причин.

            В этой связи правомерна попытка увязать процессы тектогенеза с ротационными силами и изменениями оси вращения Земли в течение геологических эпох, что в свое время рассматривалось (или ставилось) в работах Х.Иллиеса, О.И.Исламова, других ученых. Известно, что Земля имеет форму, близкую к эллипсоиду вращения и как бы сплюснута у полюсов (полярный радиус Земли на 21.5 км меньше экваториального радиуса). Поэтому смещение оси вращения (и соответственно, полюсов) должно приводить к переориентировке земного эллипсоида вращения - к новому положению зон сплюснутости. А в итоге - к перестройке глобального рельефа Земли, перераспределению ее водной оболочки (что подробно рассмотрено Г.Д.Хизанашвили (1961), к разломообразованию, к смещению мелких и крупных блоков земной коры - вплоть до литосферных плит. Возможна при этом и активизация геологических процессов и в более глубинных слоях Земли, их воздействие на разломно-дислокационные процессы в земной коре.

            На “Космогеологической карте северо-восточной части Балтийского щита” (1988) выделены следующие типы разломов: надвиги, сдвиги, разрывы без определения их кинематического типа. С выделением этих типов разломов следует согласиться. Вместе с тем, из-за недостаточной полевой изученности разломов, отсутствия эталонного описания каждого типа разлома, видимые на космо- и аэроснимках разрывы не всегда могут быть правильно интерпретированы. Ниже рассматривается строение некоторых типов разломов, характерных для восточной части Балтийского щита, и их особенности проявления в рельефе.

Сдвиги

            Сдвиги принадлежат к разрывам, смещения по которым происходят под действием касательных напряжений. При сдвигах происходят горизонтальные или субгоризонтальные перемещения блоков вдоль сместителя, поверхность которого располагается вертикально или субвертикально. В последние годы понятие “сдвиг” стали трактовать более широко. Так, П.М.Бондаренко и И.В.Лучицкий (1985) считают, что с позиций механизма образования сдвиги относятся к структурам, где происходят перемещения различного размера блоков земной коры вдоль зоны наибольших касательных напряжений, иначе говоря, вдоль зоны скалывания. Сдвиги такого типа характерны для восточной части Балтийского щита. Сдвиговая порода смещений определяется по наличию на вертикальных (или вообще крутых) стенках разломов горизонтальных или субгоризонтальных штрихов и борозд. Эти штрихи развиты на отполированных бортах кристаллических пород - зеркалах скольжения сдвигов.

            Типичные (вертикальные) сдвиги образуются в такой системе тектонических напряжений, когда оси главных напряжений располагаются в горизонтальной плоскости, а ось промежуточного напряжения (давление вышележащих пород) вертикальна. Такая система напряжений может возникнуть в условиях горизонтального тектонического сжатия. Однако, локальное поле тектонических напряжений в зоне сдвига имеет сложное распределение. Для сдвига характерно чередование участков сжатия и растяжения, как в плоскости разлома, так и его окрестностях. Это приводит к образованию вторичных (оперяющих) разрывов сжатия и растяжения на концах сдвига, а в плоскости самого сдвига приводит к выдавливанию клиньев (на участках сжатия) и образованию раскрытых трещин, ущелий (на участках растяжения).

            Крупные сдвиги, прослеживающиеся на поверхности, часто сопровождаются последовательными системами подчиненных сдвигов. Чаще всего они параллельны главному сдвигу и образовались под влиянием тех же касательных напряжений в единой зоне тектонических деформаций (Ярошевский, 1981). Нередко в зоне главного сдвига формируются вторичные “перистые” или “кулисообразные” сдвиги.

            Существует значительное количество схем строения сдвиговых зон (рис.15). Хотя в ряде случаев они отличаются друг от друга, тем не менее каждая из схем вносит свой вклад в познание сложного сдвигового процесса. Особое значение этот процесс имеет для формирования вторичных структур сжатия и растяжения в зоне сдвига.

            В условиях Балтийского щита сдвиги в рельефе и на аэро- и космоснимках обычно выражены в виде прямолинейных депрессий, длиной от сотен метров до десятков и, иногда, сотен километров. К линиям сдвигов часто приурочены вытянутые озерные котловины, фиорды, прямолинейные речные долины, а также озовые гряды, которые являются надразломными складками продольного сжатия (Чувардинский, 1986).

            Глубина проникновения сдвигов Кольского п-ова в земную кору неизвестна, хотя ряд крупных разломов следует относить к категории глубинных. Представляется также вероятным, что многие глубинные разломы, выделенные на Кольском п-ове В.А.Токаревым (1969) имеют сдвиговую природу. Вместе с тем следует учитывать существование горизонтальной тектонической расслоенности земной коры, в том числе ее самой верхней части. Такие горизонтальные разломы могут ограничивать глубину проникновения сдвигов, вызывать горизонтальное смещение сдвиговых зон на глубине.

            Масштабы горизонтальных смещений по неотектоническим сдвигам различны. Для Карело-Кольского региона приводятся примеры, когда горизонтальные смещения по сдвигам только за голоцен составляют 1000 м   (Геоморфология Карелии .., 1977).

            Смещения по сдвигам в зоне Кандалакшского грабена рассмотрены ниже. Наибольшее зафиксированное горизонтальное смещение по Старцевскому сдвигу составляет 1.9 км . Сдвиг достаточно уверенно фиксируется по смещению на ЮВ вдоль разлома маркирующего горизонта - радиоактивных метасоматитов. Более мелкие оперяющие сдвиги (параллельные Старцевскому сдвигу) установлены на островах Ковдской губы, где амплитуда горизонтального смещения на о.Овечий, фиксируемая по смещению крупной кварц-пегматитовой жилы, составляет 150 м (Чувардинский, 1992).

            В литературе, на Балтийском щите известны и более масштабные смещения по сдвигам. Так считается, что по Цагинско-Харловскому разлому горизонтальное смещение “единого массива основного-ультраосновного состава Федоровых и Панских тундр составляет около 20 км . По Турий-Нижнепонойскому разлому “намечается левый сдвиг с амплитудой 50- 60 км Пулонгского и Ондомского массивов основных пород, представляющих ранее, вероятно, единое тело” (Разломы и горизонтальные смещения .., 1977).

            В Северной Финляндии известен крупный правосторонний сдвиг с амплитудой горизонтального смещения около 90 км (Медно-никелевые .., 1985).

            Хотя амплитуды горизонтальных смещений по отмеченным крупным сдвигам определены недостаточно надежно (не установлено, например, несомненное единство Пулонгского и Ондомозерского массивов), такие смещения вполне возможны. Дополнительно можно отметить, что сдвиг “сместивший Пулонгский и Ондомозерский массивы” (Турий-Нижнепонойский разлом) имеет протяженность около 250 км и взбросовую компоненту на ряде своих участков. Этот взбросо-сдвиг согласно И.П.Кушнареву и др. (1984), развивается и ныне, ибо он “подпруживает ряд относительно крупных озер”. Более того, развитие этого разлома привело к образованию надразломного вала, сложенного деформированными четвертичными отложениями известного как “конечно-моренная” гряда Кейва.

            Вместе с тем следует отметить общую слабую изученность разломов сдвигового типа российской части Балтийского щита. Обычно лишь постулируется наличие таких разломов. Так на изданных в последние годы геологических и космогеологических картах показано большое количество разломов, смещающих толщи пород в горизонтальном плане, но какие-либо доказательства этому фактически отсутствуют. Более того, в ряде случаев, когда разломы секут толщи пород, имеющие четкие маркирующие образования, наземные исследования показывают, что изображенные на картах “главные” и “глубинные” разломы не вызывают смещений крыльев разломов.

            Примером может явиться Ловозерский щелочной массив, который на “Геологической карте-схеме Кольского полуострова” масштаба 1:100000 (гл.ред. Г.И.Горбунов) и на “Космогеологической карте северо-восточной части Балтийского щита” (1988)  того же масштаба пересечен несколькими разломами, один из которых отнесен к категории главных разломов. Однако, детальное изучение и прослеживание малиньит-лопаритового маркирующего горизонта Ловозерского массива показало, что каких-либо смещений этого горизонта в зонах разломов (и вне их пределов) не имеется (материалы М.М.Калинкина, И.В.Буссен, А.А.Сахарова).

            В качестве другого примера можно привести район северо-восточной части Мурманского блока, где на тех же картах показаны главные разломы, проходящие по губам Варзина, Дроздовская и Ивановская. Специальное изучение этих “главных” разломов, проведенное автором в 1989-1990 гг. показало, что в зоне разломов развита система даек долеритов субширотного простирания, которая с берега на берег пересекает губы Варзина, Дроздовка и Ивановская, не меняя свое простирание. Упомянутые главные разломы нигде не смещают эти дайки в горизонтальном плане (рис.16).

            Парадоксальным на первый взгляд является то, что и в Ловозерском массиве и на северо-востоке Мурманского блока рассматриваемые разломы хорошо выражены в рельефе - в виде глубоких ущелий в Ловозерском массиве и крутостенных заливов-фиордов (губы Варзина, Дроздовка, Ивановская). Разломы фактически существуют, хотя, видимо, не относятся к категории главных и их развитие происходило не посредством смещения крыльев, а путем многочисленных дислокаций узких приразломных блоков в шовных зонах разломов. Клинья и блоки разрушались в процессе своего движения на глыбы и валуны и формировали тектонические ущелья и фиорды. Смещенные узкие приразломные блоки и клинья в своей основной массе относятся к категории приповерхностных, рельефообразующих дислокаций. Они отражают реакцию шовных, приразломных блоков на тектонические напряжения, возникающие в гранитном слое, снимают эти напряжения и энергетически более выгодны, чем смещения мощных и протяженных крыльев разломов.

            Под надвигом (взбросом) следует понимать тектоническое перемещение (надвигание) одних блоков пород поверх других. Обычно к надвигам относят разломы с субгоризонтальной плоскостью смещения (до 30°), тогда как взбросы имеют более крутую плоскость сместителя - вплоть до вертикальной.

            Надвиги (взбросы) образуются в таких тектонических условиях, когда ось минимального напряжения занимает вертикальное положение, а ось максимального напряжения располагается горизонтально. Так как напряжения, вызываемые вертикальной нагрузкой (гравитация), обычно имеют положительное значение, то характерным состоянием земной коры при формировании взбросо-надвигов является всестороннее сжатие - с преобладанием горизонтального сжатия. Разгрузка напряжений при взбросо-надвигах может происходить только в одном направлении - к поверхности (Ярошевский, 1981). Поэтому массовое развитие взбросов и надвигов характерно для районов с высокой тектонической активностью в горизонтальной плоскости, то есть в условиях горизонтального тектонического сжатия.

            Известно, что с глубиной возрастает вертикальное давление, вызванное весом вышележащих пород, поэтому для образование взбросо-надвигов величина горизонтального напряжения должна увеличиваться с глубиной. Это ограничивает глубину формирования этих структур, тем более, что, как отмечает В.Ярошевский (1981), возрастание вертикального давления может приобрести значение промежуточного напряжения и тогда вместо взбросов будут формироваться сдвиги.

            В условиях Балтийского щита, характеризующегося наличием высоких значений горизонтального тектонического сжатия (Кропоткин, 1971, 1977, 1987), взбросо-надвиги развиты широко. Особенно многочисленны мелкие приповерхностные надвиги, образующиеся в условиях почти полного отсутствия вертикальной нагрузки и достаточно высоких значениях горизонтального сжатия. Крупные надвиговые структуры, в том числе и выделяемые дистанционными методами, нередко выражены в рельефе в виде возвышенностей, низкогорного рельефа (Кандалакшские и Колвицкие тундры, Печенгские, Сальные тундры и другие возвышенности). Линия выхода надвига на поверхность обычно неровная, извилистая или дугообразная. Протяженность крупных надвигов - десятки километров. Аллохтонные блоки мелких приповерхностных надвигов и взбросов, как правило, разрушаются, оставляя после себя глыбово-валунный материал и многочисленные зеркала скольжения на поверхности сместителя (автохтона). На зеркалах скольжения взбросо-надвигов почти всегда имеются тектонические штрихи и борозды, ориентированные по направлению смещения блоков пород. При этом поперечные сколы на разных участках взбросов своим крутым уступчиком могут быть направлены как против движения смещавшихся блоков, так и по направлению их смещения. Зеркала скольжения надвигов и взбросов на Балтийском щите ранее относили (и до сих пор относят) к следам деятельности ледников. На Балтийском щите большая часть взбросо-надвигов являются “адаптивными” - для смещений были использованы готовые поверхности горизонтального раздела: разного рода трещины и особенно горизонтальные и близгоризонтальные разрывы регматической сети.

            Надвиги весьма часто образуются в зоне разломов сдвигового типа, особенно на их концах. При этом они могут быть ориентированы как под острым углом (30-60о) к сдвиговому разлому, так и почти перпендикулярно к нему (см. рис.15).

Сбросы

            В образовании сбросов основное значение имеет гравитационный фактор. Для сбросов существует проблема пространства.

            Свободное пространство возникает при формировании крупных взбросов и надвигов, тогда как сбросы развиваются на поднятых элементах этих структур и в их тыловой части.

            Сбросы характерны и для системы сдвигов - они развиваются на участках растяжения сдвигов, а также на их окончании. Видимо значительная часть сбросов Карело-Кольского региона относится к оперяющим разрывам, но здесь имеются и крупные региональные сбросы - по границам платформы и щита, а также сбросы и сбросо-сдвиги, рассекающие отдельные участки щита.

            К последним, вероятно, приурочены крупные озерные котловины, некоторые фиорды. Зеркала скольжения сбросов не столь выразительны, как у надвигов и взбросов. Обычно это крутостенные скальные плоскости, реже субгоризонтальные поверхности, выпуклые или вогнутые. Штриховка на зеркалах скольжения сбросов наблюдается редко, но породообразующие минералы, как и в других типах разрывов, срезаны под один уровень. На плоскости сместителя сброса почти повсеместно развиты мелкие сколовые ступени, нередко наблюдаются новообразования эпидота. Наиболее широко распространены сбросы в восточной части Мурманского блока гранитоидов.

1.3.1. Возраст разломов

            Разрывные нарушения восточной части Балтийского щита, дешифрируемые по аэро- и космоснимкам, принято считать докембрийскими и даже архейскими (Космогеологическая карта .., 1988;  Тектоника восточной .., 1974).

            Эта концепция, однако, встречает серьезные возражения. Так, в монографии “Космическая информация в геологии” (1983) последовательно и аргументировано доказывается, что точка зрения о несомненной древности разрывов (линеаментов), развитых на древних породах, ошибочна. Ошибочными считают авторы этой монографии и представления об унаследованности разломов с докембрия до четвертичного периода. Они подчеркивают: “линеаменты проявлены на земной поверхности в структуре осадочного покрова (иначе они бы не проявились на космоснимках). Следовательно, время их проявления нужно считать более поздним, обычно они являются неотектоническими образованиями ... В подобных случаях чаще всего делается вывод об унаследовании (с докембрия до современности) некоего разлома. Но гипотетичность этих выводов, как правило, чрезвычайно велика. Геофизические данные, пишут авторы, их не подтверждают. Во-первых, свидетельствуя о неоднородностях глубинных горизонтов земной коры, они не фиксируют их возраста, во-вторых, региональные аномалии гравитационного и магнитного полей, на которые в таких случаях ссылаются, в большей мере отражают неотектоническую структуру земной коры и литосферы вообще и поэтому “глубинный” не всегда является синонимом “древнему”. Далее авторы монографии указывают, что “нельзя забывать и возможности развития разрывных структур чисто поверхностного характера, связанных с напряжениями, которые развиваются в приповерхностных горизонтах коры” (Космическая информация .., 1983).

            Выводы авторов монографии подтверждаются и материалами по Карело-Кольскому региону.

            Неотектонический возраст нарушений, выделенных дистанционными методами, определяется следующими критериями:

            1. Хорошая выраженность разломов (и линеаментов в целом) в рельефе - в виде линейных депрессий, ущелий, линейно вытянутых котловин, фиордов и т.д.

            2. Наличие многочисленных зеркал скольжения со штриховкой и полировкой на стенках разломов. Эти зеркала недолговечны как геологическое образование и быстро выветриваются.

            3. Разрывные дислокации нарушают покров четвертичных отложений, дислоцируют их, сминают в складки.

            Этих признаков достаточно для обоснования неотектонического возраста разломов, тем более, что как писал П.С.Воронов (1968): “поскольку линеаменты выражены в современном рельефе, это убедительно доказывает их молодость, их тесную связь с неотектоническими движениями земной коры”.

            Вопрос о возрасте разломов неразрывен с вопросом о возрасте (и происхождении) рельефа восточной части Балтийского щита - в первую очередь низкогорного рельефа типа Кандалакшских, Печенгских, Сальных, Чуна тундр и других гор и возвышенностей.

            Принято рассматривать эти положительные сооружения в качестве архей-протерозойских надвиговых структур (Космогеологическая карта .., 1988). С такой точкой зрения можно согласиться лишь частично: горы и возвышенности Кольского п-ова имеют надвигово-взбросовую природу, но возраст этих структур неотектонический. Как уже указывалось, именно с таких позиций рассматривают генезис и возраст гор и возвышенностей Кольского п-ова Н.И.Николаев, С.А.Стрелков, Б.И.Кошечкин, В.Г.Легкова, Л.А.Щукин, В.Н.Бонбенков и другие исследователи, считая, например, Хибины, Ловозерские, Сальные тундры горстовыми поднятиями неоген-четвертичного возраста. На этих горах закартированы неогеновые поверхности выравнивания (работы А.Д.Арманда, С.К.Горелова и др.), а на юго-восточных склонах Хибин и в Кандалакшских тундрах четвертичные морские террасы, поднятые до высоты 260- 300 м (Чувардинский, 1985).

            Подытоживая материалы по этому вопросу, Б.И.Кошечкин (1969) писал: “На ранних этапах неотектонического развития новейшие подвижки как бы взломали жесткую консолидированную глыбу Кольского полуострова. Новейшие структуры, выделившиеся в виде блоков, проявились в рельефе в качестве его наиболее значительных форм - горных массивов и разделяющих их участков слабо деформированного пенеплена”. Выделяя Хибинско-Ловозерскую неоструктуру, Б.И.Кошечкин определяет амплитуду ее дифференцированного поднятия за неоген-четвертичное время порядка 600- 900 м .

            Г.С.Рубинраут (1987) оспаривает эти выводы, полагая, что Хибинские и Ловозерские горы выделялись в рельефе в результате избирательной денудации - сноса километровой толщи девонских осадочно-вулканогенных образований, перекрывавших в прошлом эти массивы. В качестве доказательства этому используется факт наличия девонских отложений на вершине и склонах Ловозерских тундр. Однако, Г.С.Рубинраут не объясняет, каким образом начисто снесена километровая толща девона с окружающих равнин и из депрессий рельефа, но сохранилась на склонах и вершинах Ловозерских гор. Ведь именно с горных склонов эта толща должна быть в первую очередь удалена эрозией.

            Несомненно, более логичная и аргументированная схема развития этого района дана А.П.Афанасьевым (1977), который считает, что на месте Хибинских и Ловозерских гор был грабен, где и накопились сравнительно маломощные образования ловозерской свиты девона. Из материалов геологических съемок последних лет (М.М.Калинкин и др.) следует, что ловозерская свита девона является вулканогенно-осадочной фацией субвулканического интрузива Ловозерских тундр. Поэтому вопрос о каком-либо наличии и сносе толщ девонских отложений отпадает. Интенсивное блоковое поднятие массивов произошло уже в кайнозое.

            По-видимому, вполне правомерно заключение С.К.Горелова (1984), согласно которому Хибины и Ловозерские горы образовались в результате “тектонического взламывания отдельных участков древних пенепленов и относятся к подтипу гор, возникших вследствие новейшей активизации в результате поднятия по дугообразным разломам”.

            В пользу формирования Хибинских и Ловозерских гор в результате горстового воздымания - выдавливания интрузивных палеозойских массивов (с вовлечения в это поднятие отдельных блоков вмещающих пород (г. Лысая) свидетельствуют и данные по современному тектогенезу этих массивов. Так, по данным М.С.Маркова (1983) в Хибинском и Ловозерском массивах зафиксированы высокие сжимающие горизонтальные напряжения, достигающие 400-600 кгс/см², при этом, наибольшие амплитуды разрывов имеют субширотное направление, совпадающее с направлением вектора наибольшего горизонтального сжатия. Хибинские и Ловозерские интрузивы в целом в результате этих деформаций приобрели эллипсоидальную форму в плане. Тенденция этого сдавливания сохраняется и ныне (Марков, 1983).

            Выше отмечалось, что численное моделирование тектонических процессов позволило Н.И.Колпакову с соавторами (1991) также прийти к выводу о горстово-тектоническом происхождении и неотектоническом возрасте горных возвышенностей Кольского полуострова.

            В подтверждение выводов о кайнозойском возрасте гор и возвышенностей Кольского п-ова следует привести и расчеты денудации рельефа за геологическое время. З.Кукол в монографии “Скорость геологических процессов” (1987) приходит к выводу, что горные сооружения Земли в зависимости от их высоты могут быть срезаны эрозией до уровня пенеплена за 5-100 млн. лет. Расчеты А.Е. Криволуцкого (1977) показали, что за период с миоцена до современной эпохи с положительных тектонических структур (с коробчатых антиклиналей) денудацией удалена толща пород примерно в 2 км . Для Кавказа этот же автор определяет снос горных пород мощностью 8 км за 12-13 млн. лет, т.е. только за часть кайнозойской эпохи.

            Это означает, что мелкие горные поднятия (типа тех, что имеются на Кольском п-ове), если они возникали в архее, протерозое и даже палеозое, не могли сохраниться до наших дней и были снивелированы за отрезки времени более короткие, чем продолжительность этих эпох. Более того, даже мезозойские горные системы должны быть разрушены до уровня пенеплена. И только горные сооружения альпийского и неотектонического горообразовательных циклов Земли, продолжали развиваться и сохраняются в рельефе.

            Следует еще раз остановиться на тезисе об унаследованности движений по разломам с архея и докембрия до плейстоцена, о подновлении архейских разломов в новейший этап, о сохранении плана взаимопересекающейся сети разрывов с докембрия до наших дней. Именно таким “подновлением” принято объяснять морфологическую свежесть, выраженность в рельефе древнего плана сети планетарных разрывов (Космогеологическая карта .., 1983; Тектоника .., 1974). Эта точка зрения находится в явном противоречии с концепцией тектоники плит. Но даже придерживаясь позиций фиксизма, трудно утверждать неизменность положения разломных линий и неизменность вектора тектонических напряжений с докембрия до наших дней в пределах щита, испытавшего воздействие нескольких эпох орогенеза, циклов кислого, ультраосновного и щелочного магматизма, а также периодов смещения полюсов Земли (и, следовательно, переориентировки земного эллипсоида (геоида).

            Действительно, многие неотектонические разломы развиваются по древним разломным зонам - по интрузивным породам и тектонитам, выполняющим эти зоны. Но это лишь потому, что неотектонические разломы Балтийского щита вообще формировались на докембрийских породах, значительная часть которых является тектонитами и интрузивными телами, внедрившимися по древним разломам. Кроме того, крупные перемещения по разломам, имевшим место в альпийский и новейший этапы активизации щита, также формировали разного рода тектониты, вызывали метаморфизм пород.

            Можно отметить, что ряд региональных разломов, показанных на “Геологической карте-схеме Кольского полуострова” масштаба 1:1000000 (1980) и “Космогеологической карте северо-восточной части Балтийского щита” (1988) и датируемых археем и протерозоем, секут интрузивные образования палеозоя (например, Хибинский и Ловозерский массивы). Казалось бы, такие разломы на всем их протяжении следует датировать палеозойским или послепалеозойским временем. Но эти разломы входят составной частью в уже упоминавшуюся систему разрывов и морфологически не отличаются от подобного ранга разломов этой системы. Следовательно, признав палеозойский (послепалеозойский) возраст разломов, секущих палеозойские образования, необходимо пересматривать возраст разломов, образующих совокупную сеть разрывов - в первую очередь разрывов, выделенных дистанционными методами.

            Существуют и другие аргументы, не позволяющие рассматривать дешифрируемые по аэро- и космоснимкам разрывы, в качестве архей-протерозойских. Будь эти разломы столь древнего заложения, то они были бы залечены, выполнены вещественными образованиями соответствующего возраста: интрузивными, гидротермально-метасоматическими, в том числе породами определенных фаций метаморфизма, тектонитами. В этом отношении несомненный интерес представляет возрастная классификация разломов Балтийского щита, разработанная группой исследователей во главе с А.В.Савицким. По А.В.Савицкому и др. (1986) разломы позднеархейского времени (лопийские) выполнены агматитами, мигматитами, породами амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, группой интрузивных пород (гранитами, габброидами, гипербазитами, пегматитами).

            Раннепротерозойские разломы (карелий) выполнены телами интрузивных пород (габбро-нориты, граниты, гипербазиты, габбро-диабазы и др.) и тектонитами-мигматитами, бластомилонитами, катаклазитами, породами амфиболитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма. К тектонитам, выполнившим разломы этого времени, отнесены очковые гнейсы, сложно дислоцированные складчатые породы, агматиты.

            Разломы позднего протерозоя (рифей) выполнены милонитами, катаклазитами и бластокатаклазитами зеленосланцевой фации метаморфизма, а также интрузивными породами - гранитами рапакиви, лейкократовыми гранитами, габбро-норитами, габбро-диабазами, долеритами и др.

            Разломы палеозойского времени “залечены” щелочно-ультраосновными породами, нефелиновыми сиенитами, эксплозивными брекчиями, различного рода гидротермально-метасоматическими породами. Тектониты палеозоя представлены грубыми катаклазитами, какиритами, развальцованными породами, брекчиями, зонами трещиноватости и сближенными кулисообразными разломами.

            Таким образом, по А.С. Савицкому только в строении палеозойских разломных зон имеет место трещиноватость, т.е. открытые незаполненные веществом трещины и сближенные разломы.

            Приведенные материалы показывают, что разломы архей-протерозойского и даже палеозойского времени должны выявляться не по дешифрированию линеаментов, а по реальным геологическим телам, выполняющим эти разломы - будь то интрузии, гидротермальные образования или тектониты, преобразованные в породы соответствующих фаций метаморфизма.

            Разломы, хорошо выраженные в рельефе и уверенно дешифрируемые на аэроснимках и космофотоматериалах, должны относиться к кайнозойским (неотектоническим). При этом нельзя исключать, что часть разломов наследует мезозойский структурный план.

            Отсутствие четких критериев определения возраста разломов Балтийского щита и принципов их картирования приводит к тому, что геолого-тектонические карты и схемы, составленные разными авторами, существенно отличаются одна от другой.

            Такие неувязки можно найти даже в изданиях одного и того же коллектива ученых. Так, система разломов на “Геологической карте-схеме Кольского полуострова масштаба 1:1000000” (гл. редактор Г.И.Горбунов), которая прилагается к монографии “Минеральные месторождения Кольского полуострова” (1981) весьма резко (если не сказать кардинально) отличается от схемы разломов в “Схеме главнейших разломов и блоков”, помещенной в тексте монографии. И это несмотря на то, что автором ее (совместно с С.И.Макиевским) является главный редактор вышеназванной карты.

1.4. Сдвиговая тектоника в зоне Кандалакшского грабена

            Для понимания развития разрывных структур, их рельефообразующей роли важное значение имеет изучение разломов сдвигового типа. Это обусловлено несколькими причинами. Во-первых, сдвиги обычно представляют собой региональные разломы, с подчиненной им системой параллельных сдвигов меньших порядков. Во-вторых, в структурах  сдвиговых зон реализуются все известные типы тектонических разрывов.

            Как отмечали еще в 1963 г . В.С.Буртман, А.В.Лукьянов, А.В.Пейве и С.В.Руженцев (1963), “в разломах сдвигового типа одно и то же движение проявляется в форме сдвигания и в форме сжатия, вызывая формирование соответствующих тектонических структур”. В пределах одного и того же разлома в процессе его развития участки сдвигания сменяются участками сжатия (и, соответственно, формирования взбросов) и участками растяжения и формирования раздвигов и сбросов. Наконец, как известно, на окончании сдвигов образуются оперяющие структуры сжатия и растяжения - взбросо-надвиги и сбросы. Все эти структуры имеют большое рельефообразующее значение.

            За основу строения сдвиговой зоны, видимо, следует принять схему, предложенную В.Д.Парфеновым (1983), которая составлена с использованием многочисленных экспериментальных данных и натурных наблюдений советских и зарубежных исследователей (рис.17). Эта схема представляется приемлемой и потому, что отраженные в ней закономерности строения сдвиговой зоны согласуются со строением сдвигов мелких порядков, изученных на площади Кандалакшского грабена, в частности на участке мыса Кочинного.

            Для понимания развития сдвигов и оперяющих структур полезны схемы и других исследователей, в частности схема Л.М.Расцветаева (1987) (см. рис.15). Хотя эти схемы построены в основном по данным лабораторных экспериментов, они также подтверждаются наблюдениями в зоне Кандалакшского грабена, других районов щита, что будет показано ниже.

            Кандалакшский грабен  расположен в осевой части Беломорского блока Балтийского щита. Грабен имеет выдержанное северо-западное простирание, к нему приурочен одноименный залив Белого моря. Предполагается, что глубинные разломы СЗ простирания здесь были заложены еще в протерозое. В палеозое в пределах этой зоны имела место тектоно-магматическая активизация, о чем свидетельствует широкое проявление здесь щелочного и кимберлитового магматизма (массивы щелочно-ультраосновных пород Кандагубский, Турьего мыса, многочисленные дайки щелочных пород и кимберлитов).

            Современное структурно-геоморфологическое оформление этой крупной разрывной зоны связано с неотектоникой, процессы которой определили не только общее простирание грабена, но и детали рельефа его впадины и прибортовой части.

            В строении бортов и дна Кандалакшского грабена участвуют архейские метаморфические породы - преимущественно беломорские гнейсы и породы гранулитовой формации. В ЮВ части грабена - близ п-ова Турьего северный борт грабена и его дно сложено верхнепротерозойскими песчаниками. Метаморфические и осадочные породы прорваны многочисленными интрузиями гранитов, основных и ультраосновных, а также щелочно-ультраосновных пород.

            Дешифрирование аэро- и космоснимков, наземные исследования, а также материалы морских работ, проведенных ВСЕГЕИ (Спиридонов М.А. и др., 1973) показывают, что кристаллический фундамент рассматриваемого района разбит густой сетью разломов разных порядков и типов.

            В пределах изученной части грабена - от Кандалакши до Порьей губы и прилежащей суши выделяется четыре основные системы разломов:

            I - СЗ простирания (СЗ 300-320°);

            II - СВ простирания (СВ 45-60°);

            III - субширотного и широтного простирания (70-90°);

            IV - субмеридиональные разрывы (0-20°).

            Для каждой секции грабена характерно преобладание разрывов определенного направления. Так разломы сдвигового типа явно доминируют на ЮВ окончании и в центральном секторе рассматриваемой части грабена (район между Порьей губой и островом Ряшков). В то же время в СЗ части грабена (г.Кандалакша, Колвицкая губа) в строении грабена существенную роль играют сбросы. Это находит соответствующее отражение в простирании разрывов, в тенденции более широкого развития разломов СВ и субмеридионального простирания.

            Разрывные нарушения зоны Кандалакшского грабена отчетливо проявлены в рельефе суши и морского дна, хорошо картируются геоморфологическими методами. В осевой части Кандалакшского грабена в акватории Кандалакшского залива выделяется три разлома СЗ простирания, которые можно отнести к глубинным разломам регионального типа. Это Карельский, Кандалакшский и Колвицкий разломы. Они прослеживаются от группы островов Телячий-Олений-Анисимов в ЮВ направлении (по азимуту ЮВ 130-140°) почти до широты Порьей губы, где срезаны крупным широтным разломом (рис.18). На юго-восточном окончании этой разломной зоны Кандалакшский и Колвицкий разломы сливаются в один. На месте их соединения М.А.Спиридоновым и др. (1973) закартирована узкая подводная ложбина глубиной более 100 м . Кроме этих крупных сдвигов в зоне Кандалакшского грабена - на суше и морском дне зафиксированы сдвиги более мелких порядков (часто они параллельны главным сдвигом) и большое количество оперяющих разломов.

            Разломы в осевой части Кандалакшского грабена рассматриваются в качестве сдвигов, чему имеются следующие доказательства: большая протяженность и выдержанное простирание разломов, хорошая геоморфологическая выраженность их в форме узких линейных депрессий.

            Кроме геоморфологических, имеются и геологические признаки, сдвигового смещения по рассматриваемым разломам. На этом вопросе следует остановиться несколько подробнее. Для района Кандалакшского грабена характерна хорошая, хотя и неравномерная обнаженность. Кроме того, в самой акватории Кандалакшского залива имеется множество островов - шхер, почти полностью обнаженных. Это дает ценный материал для познания строения дна залива и изучения разломной тектоники района, тем более, что крупные сдвиги на отдельных своих отрезках контактируют с островами.

            Имеются следующие геологические доказательства горизонтальных смещений по этим разломам.

            1. На вертикальных бортах разломов - зеркалах скольжения имеются параллельная система горизонтальной штриховки и борозд. Ориентировка штрихов и борозд и простирание зеркал скольжения соответствует простиранию разломных зон.

            2. Прослеживание даек щелочно-ультраосновных пород, развитых на островах - шхерах, разделенных разломами, показывает, что эти дайки даже на близлежащих островах смещены относительно друг друга. На это обстоятельство ранее обратили внимание А.Г.Булах и В.В.Иваников (1984). Горизонтальные смещения по системе разломов - сдвигов закартированы также при изучении даек щелочно-ультраосновных пород в восточной части Кандалакшского грабена (Чувардинский, 1989). Горизонтальные дислокации развиты и в зонах сдвигов в западной части грабена. Например, на о.Овечий в Ковдской губе по смещению крупной пегматит-кварцевой жилы устанавливается сдвиг с горизонтальной амплитудой смещения около 150 м .

            3. Картирование метаморфических пород иногда позволяет выделить маркирующие толщи и проследить их смещение по разлому. Одна из таких маркирующих толщ - ураноносные метасоматиты смещены по крупному Старцевскому разлому на 1.9 км в горизонтальном плане.

            4. Горизонтальные малоамплитудные смещения по сдвигам мелких порядков (параллельных главным сдвигам) устанавливаются непосредственно в обнажениях - при наличии маркирующих образований (жил, даек, характерных прослоев).

            5. Данные сейсмотектонических исследований Кандалакшского землетрясения 1967 года показали, что оно вызвало смещения типа взбросо-сдвига по разлому в осевой части грабена (Ассиновская, 1986).

1.4.1. Строение сдвигов мелких порядков

            Изучение строения сдвигов мелких порядков в зоне Кандалакшского грабена имеет ряд преимуществ перед изучением крупных разломов. К этим преимуществам относится полная обнаженность участков развития таких сдвигов и возможность установить амплитуду смещения по ним (при наличии маркирующих горизонтов). Хорошая обнаженность позволяет изучить особенности развития оперяющих разрывов, познать рельефообразующую роль сдвигов. Такие сдвиги изучены на участках в 0.5 и 1.5. км к СЗ от мыса Кочинного (ЮВ борт Кандалакшского грабена). Эти сдвиги относятся к разрывам мелких порядков, но они параллельны более крупным сдвигам, развитым в этом районе. Поэтому есть основание полагать, что формирование мелких и крупных сдвигов вызвано однонаправленным горизонтальным тектоническим сжатием, имеющим региональный характер. На формирование системы параллельных сдвигов разных порядков ранее указывал В.Ярошевский (1981), подчеркивая при этом, что сдвиги мелких порядков, параллельные главному сдвигу, образуются под влиянием тех же касательных напряжений, какие формировали и главный сдвиг.

            Сдвиги участка в 0.5 км к СЗ от мыса Кочинный. Эти сдвиги развиты в прибрежной зоне Кандалакшского залива в породах гранулитовой формации - гранатовых и полевошпатовых амфиболитах с мелкими телами габброидов. Простирание пород на этом участке устойчивое: СЗ 300-320°, падение СВ под углом 60-80°. Сдвиговые трещины имеют в общем согласное с амфиболитами простирание - СЗ 310-315°. Падение плоскости сдвига от субвертикального (СВ 70-80°) до вертикального. Исследовано два субпараллельных сдвиговых разлома. По простиранию они прослежены на расстоянии от 90 до 300 м (оба разлома на СЗ и ЮВ уходят под акваторию залива (рис.19).

            Сдвиговые трещины отстоят друг от друга на расстояние 10- 12 м , образуя удлиненные, плоские блоки. Поверхность блоков представляет собой отполированные, уплощенные скальные выходы с системой штрихов и борозд двух генераций: I - СЗ 310о и II - СЗ 280-290°. Штрихи первой генерации следуют вдоль сдвигов, а штрихи и борозды второго направления ориентированы под углом 30-40° к сдвигам и развиты более широко, чем первые. Штрихи и борозды с простиранием СЗ 280-290° вместе с полированной скальной поверхностью являются следами надвиговых смещений и рассматриваются в качестве зеркал скольжения надвигов, смещавшихся под углом 30-40° по отношению к сдвигам. Эти надвиги являются оперяющими по отношению к более крупным сдвигам, развитым на прилежащих участках морского дна.

            Рассматриваемые сдвиги мелких порядков пересекаются поперечными кварц-полевошпатовыми (гранитные пегматиты) крутопадающими жилами мощностью 2- 20 см . По смещению этих жил разломами определяется амплитуда горизонтального смещения на ряде отрезков сдвига, а также направление этих смещений.

            Сдвиговые трещины в своей верхней части имеют вид узких щелей шириной 5- 10 см , стенки трещин смыкаются уже на глубине 10- 30 см . Вдоль бортов сдвиговых трещин развиты катаклазированные и милонитизированные породы мощностью от первых сантиметров до 0.5 м . Иногда на вертикальных стенках сдвиговых трещин отмечается горизонтальная штриховка, ориентированная вдоль сдвига. Здесь же развиты желоба выдавливания, возникшие вследствие выдавливания мелких блоков-клиньев на участках сжатия сдвигов. Штриховка на вертикальных зеркалах скольжения таких желобов имеет субгоризонтальное положение и по восходящей линии направлена в сторону смещения блоков-клиньев. Выдавливание приразломных блоков идет здесь по типу образования надвигов.

            Под углом к сдвигам и, иногда, поперек их, развиты трещины растяжения, мелкие сбросы, а также оперяющие сдвиги в виде узких неглубоких щелей. Сбросы представляют круглостенные ущелья шириной до нескольких метров и глубиной до 5- 8 м , амплитуда вертикального смещения по ним составляет 3- 4 м и, возможно, больше.

            Падение трещин растяжения и сбросов везде крутое - от 70° до вертикального. Некоторые трещины растяжения смещаются сдвигами.

            Поперечные кварц-полевошпатовые жилы и трещины растяжения смещены  сдвигами  в  горизонтальном направлении на расстояние 0.3- 1.2 м . При этом смещения на разных участках смежных сдвигов имели разную амплитуду и разную направленность горизонтальных движений.

            Вероятнее всего, что разная амплитуда смещений и их разная направленность имеет локальное значение и связана с различной трещиноватостью смежных блоков и влиянием оперяющих разрывов.

            Другая система мелких сдвигов изучена на участке в 1.5 км к северо-западу от мыса Кочинный (рис.20). Здесь на двупироксеновых сланцах развито несколько сдвиговых трещин, ориентированных в направлении СЗ 310-330°, СВ 0-10° и СЗ 0-350°. Длина прослеженных сдвигов 80- 100 м - они пересекают скалистый мыс и по обе стороны его уходят под воды залива. Падение разломов восточное под углом 70о, они имеют вид трещин, раскрытых на глубину 0.2- 0.6 м в самой своей верхней части. Ширина трещин на поверхности 0.1- 0.5 м . Края их большей частью неровные, рваные, на некоторых участках наблюдается полировка стенок трещин. Вдоль трещин имеется система штрихов, параллельная простиранию трещин-сдвигов. На ряде участков сдвигов отмечена зона катаклаза мощностью 0.2- 0.3 м , а также приразломная брекчия такой же мощности.

            Горизонтальные смещения в этой системе сдвигов фиксируются по смещению в плане крутопадающих кварц-полевошпатовых  жил,  пересекающих  сдвиги. Мощность жил - 3- 10 см , они достаточно удовлетворительно идентифицируются на разных крыльях сдвига. Амплитуды горизонтальных смещений по сдвигам невелики от 0.2 до 1.2 м и, возможно, до 2 м . При этом, также как и на предыдущем участке, отмечается неравномерное смещение на разных отрезках сдвига и, возможно, разный знак смещения.

            В центральной части южного сдвига наблюдается тектонический клин - ограниченный трещинами - блок-клиновидной формы, размером 6х20 м. Здесь наблюдается горизонтальное смещение с амплитудой до 1.2 м , что указывает на имевшие место процессы выдавливания клина в ЮВ направлении. В пределах сдвига, изображенного в нижней части рисунка, отмечаются и более мелкие зоны (сектора) сжатия и растяжения.

            Поверхность двупироксеновых сланцев и небольшого тела габброидов представляет собой систему зеркал скольжения взбросо-надвигов. Она отполирована, на ряде зеркал скольжения развита система параллельных штрихов двух направлений: I - СЗ 260° и  II - СЗ 280-290°. Эти штрихи (и зеркала скольжения) ориентированы под углом 20-60° и сдвигом мелких порядков и, видимо, являются оперяющими сколами более крупных сдвиговых смещений.

            Подводя некоторые закономерности строения мелких сдвиговых зон, можно отметить следующее.

            Влияние сдвигов мелких порядков на образование оперяющих структур ограничивается узкой приразломной зоной. Здесь формируются микросколы надвигового типа, сдвиги мелких порядков, а также трещины растяжения.

            Характерной особенностью рассматриваемых сдвигов является наличие приразломных секторов сжатия и растяжения. И те и другие наиболее ярко проявлены в плоскости сдвига и чередуются по его простиранию. Секторы растяжения - это открытые трещины с рваными, неровными краями, тогда как сектора сжатия представляют узкие приразломные желоба (или “ванны”) со следами выдавливания блоков - клиньев. Борта таких желобов отполированы, на них развиты системы штрихов, направленных вдоль разлома по восходящей субгоризонтальной линии. Особо следует подчеркнуть, что приразломное выдавливание блоков и смещение их по типу взбросо-сдвигов развивалось только в верхней части сдвигов. На это указывает глубина желобов - в рассматриваемых сдвигах она не превышает 2- 4 м , а чаще всего составляет 0.5- 1 м .

            Выдавливание приразломных блоков и образование желобов происходит и без смещения крыльев разрывов. Это видимо, связано с реализацией избыточных напряжений в массивах пород путем приповерхностного скалывания блоков пород. При этом видимых смещений крыльев разлома может и не быть.

            Изучение сдвигов мелких порядков ставит следующие вопросы:

            1. Можно ли распространять особенности строения и развития мелких сдвигов на более крупные сдвиговые структуры.

            2. Какова толщина смещаемых блоков пород в сдвиговой зоне (т.е. глубина воздействия сдвига).

            Касаясь первого вопроса, следует подчеркнуть удивительную общность строения морфоструктуры мелких и крупных приразломных (в том числе сдвиговых) зон. Для этого достаточно сравнить аэроснимок хорошо обнаженного участка щита со снимком полностью обнаженного участка небольшого размера (сфотографированного с высоты 50 м ), чтобы увидеть общность рисунка их разломной сети и трещиноватости, несмотря на огромную разницу в масштабе. Это позволяет говорить о принципиально близком тектоно-динамическом аспекте формирования мелких и крупных разрывных структур. Поэтому изучение разломов мелких порядков для познания процессов развития крупных разломных зон не менее плодотворно, чем лабораторные исследования по этой тематике.

            Относительно глубины воздействия сдвигов и толщины смещаемых блоков имеются лишь косвенные данные. В рассмотренных мелких сдвигах расстояние между соседними разрывами, вдоль которых шло смещение, составляют 10- 14 м . Учитывая, что кристаллические породы в своей верхней части разбиты также системой горизонтальных трещин, и эти трещины использовались для смещения по ним, можно полагать, что толщина смещаемых блоков не превышала нескольких метров или десятка метров. Подтверждением этому является высота вертикальных бортов некоторых сдвигов - она составляет порядка 10 м или меньше и снизу ограничена горизонтальными зеркалами скольжения. Смещение таких блоков идет по типу близгоризонтальных сколов. Подстилающая горизонтальная плоскость раздела или борта сдвигов (ложе автохтона) полируются и штрихуются даже при небольшой амплитуде смещения. Такие “скрытые” зеркала скольжения впоследствии обнажаются в результате разрушения и сноса обломков сдвинутой пластины.

            Что касается более крупных разломных зон Кольского полуострова, то глубина смещений по сдвигам в неотектонический этап вероятно не превышает сотен метров. На это прежде всего указывает глубина депрессий тектонического происхождения - она составляет порядка десятков-сотен метров.

            В заключение следует остановиться на точке зрения, - согласно которой зону Кандалакшского грабена принято рассматривать в качестве структуры растяжения и раздвига. Термин “Кандалакшский раздвиг” широко применяют А.В.Доливо-Добровольский (1983) и Е.Е.Федоров (1987). “Кандалакшский раздвиг” часто фигурирует на геотектонических схемах восточной части Балтийского щита, рекомендуется даже использовать Кандалакшский раздвиг в качестве тектонотипа для познания природы крупных авлакогенов Русской плиты (“Космическая информация в геологии” (1983); “Космогеология в СССР” (1987).

            Надо отметить, что эти воззрения, как бы ни привлекательны они были, не подкреплены фактическим материалом и скорее всего основаны на конфигурации Кандалакшского залива, как впадины, глубоко вдающейся в восточный склон Балтийского щита, что создает иллюзию “раздвигания” Кольского п-ова и Карелии по оси этого залива.

            Приведенные выше материалы доказывают, что северо-западная часть Кандалакшского грабена на неотектоническом этапе испытывает не растяжение, а горизонтальное сжатие. Свидетельством этому является доминирующее развитие в этой зоне структур сжатия и сдвига.

            Структурная зона, лежащая собственно в контуре впадины Кандалакшского залива, представляет собой серию параллельных и субпараллельных сдвигов разных порядков, сопряженных с большим количеством оперяющих разломов северо-восточного, субширотного и других простираний. Дислокационный тектонический процесс в этой зоне осуществляется преимущественно в форме разноамплитудного смещения крупных и мелких клиньев, плоских блоков и тектонических брекчий по разломам северо-западного простирания. По существу здесь имеет место направленное с северо-запада на юго-восток, сдвиговое смещение в полосе шириной 12- 15 км и протяженностью более 70 км . Сдвиговое смещение в юго-восточном направлении осложняется движениями по надвигам, сбросо-сдвигам и сбросам других направлений, но разломами, контролирующими развитие дислокационного процесса, являются сдвиги осевой части впадины Кандалакшского залива.

 К ОГЛАВЛЕНИЮ