Глава 2

ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЭКЗАРАЦИОННЫХ ТИПОВ “ЛЕДНИКОВОГО” РЕЛЬЕФА

            Изучение процессов разломной тектоники, крупных и мелких дислокаций имеет прямое отношение к познанию механизма формирования рельефа, который принято называть ледниково-экзарационным.

            В восточной части Балтийского щита, в том числе в зоне Кандалакшского грабена, этот рельеф развит весьма широко. Группы экзарационного рельефа - бараньи лбы, курчавые скалы, фиорды, шхеры, полированные и штрихованные скальные поверхности считаются ярким доказательством выпахивающей и полирующей деятельности ледника.

            В данном разделе обосновывается тектонический генезис фиордов и шхерного рельефа, бараньих лбов и курчавых скал, штриховки и полировки скальных пород, рассматривается строение зеркал скольжения. Сообразно этому, признаки направленного тектонического смещения блоков и обломочных масс (в виде ориентировки зеркал скольжения, простирания штрихов и борозд и т.д.) используются в практике валунных поисков.

2.1. Бараньи лбы, курчавые скалы, штриховка и полировка

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

            Согласно “Гляциологическому словарю” (1984) бараньи лбы - это продолговатые асимметричные холмы и гряды высотой от нескольких до десятков метров, сложенные кристаллическими породами. Одни их склоны (со стороны движения ледника) отполированы и покрыты штрихами, другие - более крутые, ограничены трещинами. Группы бараньих лбов образуют рельеф курчавых скал. В широкой геолого-геоморфологической литературе к этим типам рельефа относят вообще любые полированные и штрихованные скальные поверхности независимо от их формы (см., например, многочисленные фотографии бараньих лбов в книге Г.С.Бискэ “Четвертичные отложения и геоморфология Карелии” (1959).

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

            Исследования показали, что формы “экзарационного” рельефа парагенетически связаны с неотектоническими разломами. Они развиты в зонах сдвигов, взбросов и сбросов.

            Рельеф бараньих лбов и вообще полированные и штрихованные скалы являются следами приповерхностных тектонических смещений блоков пород вдоль этих разломов. Полированные и штрихованные скалы - это ни что иное как тектонические зеркала скольжения.

            Имеются многочисленные доказательства сказанному:

            1. В обнажениях, представляющих собой группы бараньих лбов, устанавливается непосредственное продолжение полированных и штрихованных скальных поверхностей под блоки коренных пород (рис.21). Погружение полированных и штрихованных плоскостей под блоки пород наблюдается в бортах фиордов, друмлинов и, особенно, в полосе развития шхерного рельефа - везде, где имеются крупные площадные обнажения кристаллических пород. На хорошо обнаженных участках щита можно проследить как непосредственное погружение полированных плоскостей под коренные породы, так и проследить их продолжение под эти породы путем удаления части кроющего пласта (рис.22). При таком удалении породы удается обнаружить под аллохтоном не только полированное ложе, но и тектоническую глинку трения. Мощность наблюдаемых нами глинок трения в надвигах и сдвигах мелких порядков составляла от нескольких миллиметров до первых сантиметров, тектонические брекчии также маломощны - сантиметры-доли метров, реже более.

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

            Зеркала скольжения разных типов разрывных смещений различаются между собой. Наиболее выразительные зеркала скольжения и наиболее выразительный рельеф “бараньих лбов” и “курчавых скал” образуется в системе взбросо-надвиговых разрывов. Зеркала скольжения взбросо-надвигов, формирующие этот рельеф, имеют выпуклую форму, хорошо отполированы и почти всегда покрыты системой параллельных (субпараллельных) штрихов и борозд (рис.23). Бараньи лбы, образующиеся при сбросах соскальзывания, имеют более ровный (плоский) рельеф сместителя, штрихи и борозды наблюдаются редко (рис.24).

            На участках развития так называемых плоских, плитообразных сдвигов, когда блоки смещаются по неглубоко залегающему горизонтальному сместителю, образуется рельеф уплощенных курчавых скал. Зеркала скольжения при этом формируются и на горизонтальном ложе и в вертикальном борту сдвига, причем штрихи и борозды на сместителях параллельны и ориентированы в сторону сдвигового смещения. Сдвиги в таких случаях приобретают черты плоских надвигов (рис.25).

            Большое значение на морфологию рассматриваемого рельефа оказывают оперяющие разрывы, в том числе сколы, субпараллельные к сдвигам.

            На участках развития групп экзарационного рельефа, при наличии маркирующих горизонтов, фиксируются геологические несогласия - смещения по разрывам. Чаще всего, это сдвиговые смещения. Они устанавливаются по смещению жил, даек, характерных прослоев пород, автономному структурному строению крыльев разлома.

            В интрузивных породах морфология бараньих лбов обусловлена блочностью пород. Система трещин - отдельностей образует в таких массивах матрацевидные, клиновидные (утюгообразные), яйцевидные и другие отдельности. Обнажаясь от перекрывающих блоков эти отдельности предстают в облике типичных бараньих лбов (рис.26). Можно подчеркнуть, что блоки-отдельности зачастую имеют полированные грани. Эта внутриблочная полировка, видимо, образовалась в процессе тектонических напряжений, испытываемых массивами пород, что приводило к притиранию блоков, а иногда и к их перемещению относительно друг друга.

            Возникает вопрос, почему в природе не сплошь и рядом прослеживается погружение отполированных скальных поверхностей под блоки, почему исследователь видит преимущественно оголенные отполированные скалы?

            Действительно, продолжение зеркал скольжения под блоками пород не столь частое явление. Погружение полировки и штриховки под блоки пород необходимо искать на крупных, площадных обнажениях или вскрывать искусственно (что не всегда возможно). Вместе с тем, здесь нет ничего загадочного.

            Прежде всего необходимо подчеркнуть, что при приповерхностных дислокациях (а именно такие дислокации и формируют экзарационный рельеф) дислоцированные блоки, как правило, разрушаются на глыбы и более мелкие отдельности. Это обусловлено тем, что породы верхней части щита разбиты системой вертикальных и горизонтальных трещин на блоки различной величины, а также тем, что при тектоническом смещении того или иного блока, вследствие выхода его в такие разреженные среды как атмосфера или гидросфера, в нем происходит резкое падение давления и, как следствие - разрушение на отдельности. Подобное разрушение пород связывается П.М.Горяиновым и И.В.Давыденко (1979) с так называемым тектоно-кессонным эффектом. Разрушенный смещенный блок так или иначе обнажает тектоническое ложе. Кроме того, остаточный глыбово-обломочный материал смещается с крутых и даже пологих склонов под воздействием гравитационного сползания, а на морских и озерных берегах под действием волн и берегового льда. Обилие оголенных полированных скал в зонах активных разломов связано не только с разрушением дислоцированных блоков, но и заложено в самом механизме тектонических смещений. Не говоря о сбросах, обнажающих зеркала скольжения в результате нисходящего движения крыла разлома, следует подчеркнуть, что и дислокации, вызванные горизонтальным тектоническим сжатием, также обнажают отполированное тектоническое ложе.

            Известно, что тектоническое напряжение в зонах структур сжатия распределяется неравномерно и в движение обычно вовлекается только часть пластин или блоков - те, которые попадают в поле наибольших касательных напряжений. Особенно неравномерно распределены напряжения в зоне сдвигов. Максимальные горизонтальные напряжения здесь сосредоточены на концах сдвига, где и получают широкое развитие надвиги и сопряженные с ними структуры растяжения (см. рис.15,17). Именно поэтому в зонах наибольших касательных напряжений наблюдаются максимальные смещения блоков и обнажение зеркал скольжения. Эти зеркала скольжения остаются открытыми, так как не перекрываются смежными, относительно пассивными блоками.

            В условиях горизонтального тектонического сжатия осуществляется еще один механизм образования рельефа бараньих лбов - субвертикальное выдавливание довольно крупных блоков пород. В рельефе такие блоки возвышаются в виде горстов высотой до десятков метров, а на шельфе Белого моря - в виде островов высотой до 100 м и более.

            Наиболее типичным районом развития такого рельефа являются гранитные острова-шхеры в проливе между Поморским берегом Карелии и Соловецкими островами (острова Русский Кузов, Немецкий Кузов и ряд более мелких). Особенностью строения этих островов, представляющих собой разной величины бараньи лбы, является то, что их гранитные склоны имеют полировку и штриховку только в своей приподошвенной части - от уреза воды до высоты 3- 5 м . Выше полировка уже выветрелая и еще выше породы начинают распадаться на мелкие блоки, глыбы, дресву. Наибольшие разрушения - вплоть до образования элювиально-делювиальных свалов наблюдаются на вершинах островов-шхер.

            Такие черты строения островов-шхер объясняются их постепенным тектоническим поднятием в виде отдельных крупных блоков. При этом формирование зеркал скольжения происходило посредством трения выдавливаемых блоков и вмещающих кристаллических пород. По мере выдавливания-воздымания блоков полировка и штриховка на поднятых склонах выветривалась, разрушалась. Наблюдаемые близ уреза воды полированные и штрихованные склоны - это наиболее молодые зеркала скольжения, недавно выведенные на поверхность.

2.2. Строение зеркал скольжения

            Зеркала скольжения широко развиты на кристаллических породах Балтийского щита. Как отмечалось выше, они являются главными элементами “экзарационного” рельефа и их принято считать производными ледника. Больше того, этим зеркалам скольжения присущи все морфологические черты - полировка, штриховка, серповидные сколы и др., считающиеся яркими признаками ледниковой деятельности.

            Что же представляют собой зеркала скольжения?

            Это выровненные близгоризонтальные, наклонные или близвертикальные плоскости кристаллических пород. Их поверхность может быть выпуклой, плоской или вогнутой, но обязательно в той или иной мере отполированной, нередко со штрихами и бороздами, серповидными сколами. Размеры зеркал скольжения могут быть весьма различными - от площадок площадью несколько квадратных метров до сотен квадратных метров (рис.27).

            Плоскости зеркал скольжения в элементарном виде - это плоскости раздела блоков - то есть поверхности трещин- отдельностей и вообще тектонических трещин. Полировка поверхностей трещин, образование на них штриховки - явление, вызванное движением (скольжением) блоков и взбросо-надвиговых пластин при сдвиговых и взбросовых смещениях.

            Одной из характерных черт зеркал скольжения является то, что независимо от петрографического состава пород, на которых они развиты, все породообразующие минералы, в том числе жилы мономинерального кварца, срезаны под один уровень (рис.29а). Зеркало скольжения поэтому имеет выровненную поверхность, будь она выпуклой, плоской или вогнутой. Ни один геологический процесс, кроме тектонического скалывания, не может формировать такие поверхности. Если полагать, что выравнивание гетерогенной горной породы под один уровень произвел ледник, то необходимо иметь ввиду, что в связи с малой твердостью льда процесс выравнивания мог выполняться только избирательно, селективно. Твердые минеральные включения, особенно жилы и линзы кварца должны были выделяться в виде выступов, ребер, гряд и вообще поверхность горной породы была бы неровной. То же самое происходило бы и при водноабразионной обработке скал. Кроме того, в таких случаях на поверхности пород формируются характерные водноабразионные котлы вытачивания. Поэтому следует еще раз подчеркнуть, что только при образовании сколовых трещин происходит срезание всех породообразующих минералов и минеральных включений под один уровень. Таким образом, формируется изначальный элемент плоскости зеркала скольжения. Эта поверхность раздела при приложении к массиву пород достаточных локальных и региональных напряжений используется для тектонических смещений.

            Движение блоков пород по разрыву приводит к дополнительной и более совершенной полировке этих поверхностей раздела. На них образуются штрихи, борозды, мелкие сколы, а на контактах между блоками происходит стачивание пород, округление блоков. При этом большую роль в тонкой полировке пород имеет глинка, а штрихи и борозды образуются под воздействием более грубого материала тектонической брекчии, зажатой (и смещаемой) между крыльями разлома.

            Поверхность зеркал скольжения нередко несет следы катаклаза и милонитизации пород - результат сильного давления на тектоническое ложе (рис.29б). Катаклазированные и милонитизированные породы на зеркалах скольжения чаще всего развиты фрагментарно, обычны они на стыках блоков, где тектоническое давление было наибольшим.

            Мощность слоя катаклазированных и милонитизированных пород в разломах приповерхностного типа невелика: в сдвигах мелких порядков она достигает 0.5- 1 см , а на зеркалах скольжения взбросо-надвигов несколько миллиметров-первые сантиметры. На зеркалах скольжения сбросов милонитизированные породы не отмечены, но зато им присуща интенсивная эпидотизация, причем толщина слоя эпидота достигает иногда 1 см .

2.2.1. Штрихи и борозды

            На отполированной поверхности зеркал скольжения нередко наблюдаются штрихи и борозды. Они более характерны для зеркал скольжения взбросо-надвигов и сдвигов (рис.30).

            Борозды имеют общий параллельный или субпараллельный рисунок. Ширина каждой борозды варьирует от 0.2-0.5 до 2.5 см (иногда до 5 см и более), глубина от нескольких миллиметров до 1- 3 см , книзу сечение борозды  сужается. Длина отдельной борозды обычно составляет первые метры, она затем сменяется следующей бороздой того же направления.

            Штрихи имеют размеры на порядок меньше. Это более тонкие микроформы, но общий параллельный рисунок сохраняют и штрихи. Изборожденные и штрихованные скальные плоскости имеют ширину от первых метров до десятков метров при длине до нескольких десятков метров. Изборожденная плоскость обычно разделена поперечными ступенями (срывами) на ряд секций. В системе борозд и штрихов, кроме того, развиты серповидные выемки и лунообразные сколы. В зонах молодых тектонических дислокаций - при хорошей обнаженности кристаллического основания системы борозд и штрихов прослеживаются (с перерывами) на сотни метров, в общем сохраняя свое простирание.

            Известно, что ледниковая теория образования штрихов и борозд заключается в утверждении, что изборождение скальных пород производит обломочный материал, вмерзший в днище ледника. Однако не все так просто, как в теории. Во-первых, нижние горизонты материковых льдов, типа Гренландского ледника, неподвижны (Фриструп, 1964). Кроме того, при движении льдов по скальному ложу обломочный материал должен вдавливаться - утопляться в лед, как в вещество более пластичное, чем скальные породы, что не позволяет производить предусмотренные теорией борозды и шрамы.

            Следует учесть и то, что штрихи и борозды развиты на выровненных (плоских и выпуклых) скальных поверхностях - зеркалах скольжения. Поэтому прежде чем наносить штрихи и борозды, ледник должен выработать эти плоскости, срезать породообразующие минералы под один уровень, отполировать, катаклазировать, а уже затем образовать систему параллельных штрихов. Не слишком ли это сложно даже для прочно утвердившейся в науке ледниковой доктрины?

            Как отмечалось, штрихи и борозды имеют выдержанное на значительное расстояние простирание. Но иногда на зеркалах скольжения имеются штрихи двух и даже трех направлений (рис.31). В этом нет ничего необычного и наличие перекрещивающихся штрихов на тектонических зеркалах скольжения отмечалось многими исследователями, вошло в учебники по структурной геологии (Белоусов, 1952, 1985; Ажгирей, 1966). Различная ориентировка штрихов на одном и том же зеркале скольжения связана с изменением направления смещения блоков пород, с их вращением в процессе развития дислокации. Кроме того, разное направление штрихов может быть обусловлено сменой типа смещения по разлому: “вдоль одного и того же разлома участки сдвига сменяются участками сброса и раздвига или участками взброса и надвига” (Буртман В.С. и др., 1963).

            В зоне Кандалакшского грабена разноориентированные штрихи и борозды не редкость. Например, на мысе Поповка (п-ов Толстик) на зеркале скольжения гнейсов - на поверхности пленки эпидота, сплошь покрывающей зеркало скольжения, развиты две системы параллельных штрихов: I - СЗ 320° и II - СЗ 280°.

            Штрихи первой генерации более грубые и редкие, тогда как второй - тонкие и густые, секущие по отношению к первым.

            Выше указывалось, что на зеркалах скольжения развиты поперечные ступенеобразные сколы. Их формирование связано со срывом мелких или более крупных пластов пород в процессе тектонического смещения блоков. Ориентировка вертикального уступа срывов различна в разных типах разломов.

            Неучет этого обстоятельства может привести к теоретическим ошибкам. Так, И.В.Лучицкий, М.П.Бондаренко и В.И.Громин (1977), получив серию зеркал скольжения путем экспериментального скалывания образцов горных пород, пишут: ”был установлен парадоксальный факт, заставивший по новому оценить теоретические построения, связанные с объяснением образования зеркал скольжения. Речь идет об известном в структурной геологии правиле определения направления смещения горных масс по зеркалам скольжения, которое гласит, что перемещение какого-либо блока происходило по простиранию штрихов в направлении, противоположном тому, в котором обращены поперечные уступы. На протяжении многих десятилетий это правило не вызвало сомнений. Однако, изучение зеркал скольжения, экспериментально полученных в Институте геологии и геофизики СО АН СССР на цилиндрических образцах железистого кварцита и серпентинита, показало ошибочность данного правила: движение происходило в направлении, противоположном тому, которое соответствовало правилу” (рис.32). Однако, И.В.Лучицкий, М.П.Бондаренко и В.И.Громин, все же видимо поторопились критиковать “старое правило”.

            Как показывают наши наблюдения, ориентировка крутой ступени поперечных срывов полностью соответствует “старому правилу” на зеркалах скольжения сбросов. Что касается надвигов и взбросов, то здесь крутой уступ поперечных срывов чаще всего обращен в сторону смещения горных пород. Но, наряду с этим, имеются и поперечные срывы, крутым уступом обращенные против движения блоков (см. рис.25). Причем и те и другие могут наблюдаться в пределах одного и того же зеркала скольжения. Это относится и к зеркалам скольжения сдвигового типа. Поперечные срывы своим крутым уступом ориентированы против смещения блоков пород на тех участках разломов, где имело место наиболее сильное тектоническое давление (лобовые части зеркал скольжения взбросов-надвигов, сектор наибольшего сжатия в сдвигах).

            На участках автохтона, по которым смещение шло под воздействием меньших давлений, формировались поперечные сколы, крутым уступом обращенные по направлению движения блоков. Этот вывод подтверждается и тем, что, например, в сбросах, где тектоническое давление невелико и имеет место перемещение масс под действием гравитационных процессов, формируются поперечные срывы, крутой уступ которых обращен в сторону смещения блоков пород.

            Таким образом, поперечные сколы, полученные И.В.Лучицким и др. в лабораторных условиях, представляют лишь частный случай.

2.2.2. Серповидные выемки и лунообразные сколы

            Поперечные сколы на тектонических зеркалах скольжения являются разновидностью других подобных микроформ рельефа, таких как серповидные выемки и лунообразные сколы. На них можно было бы не останавливаться, если бы эти образования не привлекали в качестве доказательства действия ледника, его экзарационной работы (Гляциологический словарь (1984), Р.Ф.Флинт (1963).

            Р.Флинт (1963) дает следующую классификацию этих микроформ:

            1. Серповидные выемки вогнутой стороной обращенные в сторону, противоположную движению ледника.

            2. Лунообразные сколы, напоминающие серповидные выемки, но обращенные выпуклой стороной против движения льда.

            3. Серповидные выемки, вогнутой стороной обращенные вниз по движению льда. Представляет собой трещинки без признаков удаления породы.

            Указанные микроформы, как и поперечные сколы, ориентированы поперек простирания зеркал скольжения (под прямым углом к штрихам и бороздам). Они широко развиты в зонах молодых разломов (Кандалакшский и Ладожский грабены, фиордовый берег Мурмана). Они могут быть единичными или групповыми, встречаться совместно со штрихами и бороздами, или без них. Размеры этих микроформ обычно колеблятся от 5-10 до 50- 70 см в поперечнике и 1- 5 см по глубине. Протяженность групп таких образований до нескольких метров, в зависимости от размера зеркал скольжения (рис.33).

            Наблюдения показывают, что серповидные выемки и подобные им знаки являются начальным этапом образования трещин скалывания и отрыва. В природе прослеживается полный цикл этого процесса - от зарождающихся единичных микротрещин - серповидных и близких к ним по геометрии знаков и выемок, до поперечных уступов и трещин скалывания.

            Наиболее характерны серповидные трещины и выемки для зеркал скольжения взбросо-надвигов, но нередко они наблюдаются и на сбросовых поверхностях. Серповидные и подобные им образования вместе с зеркалами скольжения непосредственно продолжаются под блоки коренных пород, наблюдаются в трещинах между крыльями сдвигов. Широко развиты они и в районах, где не предусмотрены оледенения - например, наблюдались нами на гранитах района оз.Балхаш (рис.34). По ориентировке серповидных выемок и лунообразных сколов пытаются установить направления движения ледника. Но поскольку на поверхности смежных блоков или даже на одном блоке нередко развиты серповидные выемки с обратной ориентировкой, эта теория встретила известный пессимизм - ведь не могут ледники в виде узких полос двигаться навстречу друг другу. Если это пессимизм в приложении ледниковой теории, возможно, и оправдан, то установление тектонической природы серповидные выемок и трещин снимает эти противоречия. Во-первых, смещение соседних блоков в противоположном направлении заурядное явление в разрывной тектонике, во-вторых, выпуклая сторона серповидных выемок и трещин указывает на направление движения блоков пород в структурах сжатия (взбросах, надвигах), тогда как при сбросовых движениях выпуклая (ступенеобразная) сторона лунообразных сколов обращена против движения блока.

            Кроме того, в связи с дифференцированностью тектонического давления, возможно образование сколов (лунообразных знаков), с разной ориентировкой выпуклых и вогнутых их сегментов.

            Рассмотренные формы экзарационного рельефа широко развиты и на Канадском щите. В книге В.Преста “Ледниковое наследие Канады” (V.Prest, 1983), составленной на основе широкого использования фотогеологической документации изображены бараньи лбы, курчавые скалы, полированные и штрихованные плоскости скальных пород, аналогичные таковым на Балтийском щите. На некоторых снимках (фиг.23) гранитные бараньи лбы имеют отчетливую блоково-надвиговую структуру. Этим чертам их строения в Канаде (как и в Европе), видимо, не придается значения, так как в ледниковом генезисе “лбов” и прочих экзарационных форм никто не сомневается.

            В.Престом, наряду с обычными типами штрихов и борозд, выделяются и некоторые другие их разновидности: шрамы в виде клина и зубила и шрамы типа гвоздя (шила). Им также приводятся фотографии серий лунообразных сколов и серповидных трещин, а также микробугристые и рифленые поверхности, развитые на известняках и доломитах.

            Указанные В.Престом типы шрамов и серии лунообразных сколов и серповидных трещин развиты и в восточной части Балтийского щита, где они входят в систему борозд и штрихов тектонических зеркал скольжения. Поскольку, в упомянутой книге перечисленные микроформы рельефа (как и целый ряд других) безальтернативно связываются деятельностью ледника, приведем некоторые опубликованные данные, где обосновывается разломно-тектоническое происхождение этих скульптур, получивших точное и выразительное название “тектоглифы” (С.Джулинский, В.Котлярчик, 1965; приводится по Л.М.Расцветаеву, 1987).

            Шрамы типа зубила и шила, как одна из разновидностей тектонических борозд, были охарактеризованы еще И.В.Мушкетовым и Д.И.Мушкетовым (1935). Позднее они были описаны К.П.Плюсниным (1971), который раскрыл механизм их формирования. По К.П.Плюснину шрамы типа “зубила” образуются при тектонических смещениях, когда бороздящие обломки пород прочнее тектонического ложа и мало истираются в процессе смещения. Тип “клина” (или “шила”) выражен в виде выклинивающихся узких борозд и шрамов, они образуются в случаях, если бороздящие обломки достаточно быстро истираются. Можно отметить, что по К.П.Плюснину тектоническим зеркалам скольжения со шрамами типа “зубила” присущи лунообразные сколы, вогнутой стороной обращенные к окончанию “зубила” (В.К.Прест такие сколы связывает с ледником).

            Подробное описание тектоглифов на поверхности зеркал скольжения приводят С.Джулинский и В.Котлярчик (1965, приводится по Л.М.Расцветаеву, 1987). Наряду со штрихами, бороздами и шрамами обычного типа, они выделяют мелкие выемки, желобки (“рифли”) и мелкие удлиненные бугорки, а также системы серповидных выемок  “шевроны”. Все эти микроформы образуются при тектонических смещениях блоков и чешуй, по их простиранию можно судить о направлении тектонического смещения. В Карело-Кольском регионе “шевроны” чаще всего наблюдаются на вертикальных стенках сдвигов мелких порядков.

2.3. Озерные котловины

            На генезис озерных котловин, врезанных в кристаллические породы Балтийского и других щитов, существуют две точки зрения. Согласно первой, формирование котловин связано с экзарационной деятельностью покровных ледников, по второй точке зрения озерные котловины в целом имеют тектоническое происхождение.

            Доктрина ледникового выпахивания озерных ванн - в том числе таких крупных как Онежское, Ладожское, озера Швеции, Финляндии, озера Канадского щита, развивается в работах  Д.Д.Квасова (1989), Б.Л.Гусакова, И.А.Петровой (1987), П.Вольштедта (1955). Широкое развитие эта теория получила в учебниках по общей геологии и геоморфологии, в которых приводятся классические схемы соотношения ледниково-экзарационных и ледниково-аккумулятивных форм рельефа. Все изображенные на этих схемах озерные котловины обозначаются как озера ледникового выпахивания (см. например, “Общую геологию” А.М.Горбачева (1973) и “Общую геоморфологию” О.К.Леонтьева и Г.И.Рычагова (1979).

            Каков же механизм ледникового выпахивания озерных котловин? Он нигде не раскрывается, если не считать утверждений типа: “выпахал ледник”, “мощный ледниковый покров выпахивал свое ложе”. Общие представления о характере доказательств ледникового выпахивания озерных котловин можно получить из книги Б.А.Гусакова и Н.А.Петровой (1987). Они указывают: “Наибольшей силы ледниковая эрозия достигала в окраинных частях щитов, где именно складывались системы огромных (бордюрных) озер”. По мнению этих ученых центральную область материковых ледников, где лед практически неподвижен, окружает “полоса интенсивного ледникового выпахивания коренных пород, с которой связаны наиболее изрезанные и глубокие части озерных котловин” (с.6,7).

            Более обоснована точка зрения о разломно-тектоническом генезисе озерных котловин, которой придерживаются многие исследователи и которая подтверждается фактическими данными. Так, на Балтийском щите наземные исследования и дешифрирование аэро- и космоснимков показывают отчетливую приуроченность озерных котловин к неотектоническим разломам, к регматической (планетарной) сети трещиноватости. При этом линейно вытянутые озера развиты на участках линейно ориентированных разрывов, тогда как озера сложной конфигурации образовались на месте пересечения систем разломов, из-за чего многие озера имеют крестообразную, коленообразную, звездчатую и более сложную форму (рис.35). Сторонники ледникового происхождения озер как бы не замечают этих фактов и не объясняют, каким образом ледник выпахивал коленообразные котловины в коренных породах. Ведь для того, чтобы их выпахать, ледниковый покров должен менять направление своего движения на 90 градусов. 

            Рассматриваемые озерные котловины заложены в кристаллических породах архея, протерозоя и, реже, палеозоя. Их глубины достигают десятков, иногда первых сотен метров, при этом наиболее глубокие части озерных впадин приурочены к узлам пересечения систем разломов.

            Наиболее крупные озера щита (Ладожское, Онежское, Инари) занимают крупные тектонические впадины (“грабены”), развитие которых на неотектоническом этапе происходило в режиме сжатия. Определяющими рельефообразующими структурами в пределах таких “грабенов” являются сдвиги (с подчиненными надвигами и сбросами). Можно отметить, что еще 30 лет назад акад. С.В.Калесник (1968), касаясь прямолинейных глубоких ложбин - главных элементов рельефа дна и берегов северных частей Онежского и Ладожского озер, указывал на их тектоническое, а не ледниковое происхождение (как считают Д.Д.Квасов и Д.Б.Малаховский, другие ученые). Вместе с тем, сторонники тектонического генезисе озерных ванн, не исключают определенного участия ледника в их формировании, считая, что ледник сгладил, отполировал и исштриховал борта таких озер. Действительно, на кристаллических породах, вмещающих озера, наблюдаются штрихи, полировка пород, серповидные выемки, да и сами коренные выходы представляют рельеф бараньих лбов, а озерные острова - шхерный рельеф.

            Все эти “следы” ледника являются ординарными признаками тектонических дислокаций - смещений блоков пород в разломных зонах. Механизм образования этих форм рельефа рассмотрен в соответствующих разделах. Озерные котловины на щите можно разделить на два основных типа.

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

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

            Для котловин первого типа, группы “экзарационного”

рельефа - бараньи лбы, штриховка и полировка скальных склонов, нехарактерны и наоборот, озерные котловины второго типа несут на своих склонах (и днище) следы тектонических смещений в виде зеркал скольжения со штриховкой и серповидными выемками и соответствующих форм рельефа (бараньих лбов, шхер и т.п.).

            Подновление неотектонических разломов, приведших к образованию озерных ванн происходит и ныне. Об этом свидетельствует приуроченность к ряду озер эпицентров землетрясений (озера Ладожское, Панаярви, Венерн, Веттерн, Инари, другие озера Финляндии) (см. рис.80).

            Заканчивая рассмотрение проблемы “экзарационных озер”, можно отметить, что сторонники их ледникового генезиса подметили ряд интересных закономерностей. В частности они акцентировали внимание на то, что каменный материал озерных ванн (“выпаханных ледником”) пошел на построение холмисто-моренного, холмисто-грядового рельефа и вообще морены. Если отвлечься от ледниковой терминологии (и вкладываемого в нее генетического смысла), то это утверждение по существу правильное - действительно каменный материал формировавшихся озерных котловин шел на образование валунно-глыбовых отложений и холмисто-грядового рельефа.

            Но этот материал представлял собой дислоцированные тектонические блоки и пластины. Смешиваясь с песчано-глинистыми дочетвертичными корами выветривания (перекрывавших кристаллические породы до их деструкции), эти дислоцированные и разрушенные блоки формировали “морену” и холмисто-грядовой рельеф. Такие образования присущи озерным ландшафтам, сформированным на геоблоках, развивавшихся в режиме тектонического сжатия, но они не характерны для озерных систем, заложенных по разрывам растяжения и сбросам.

2.4. Шхерный рельеф

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

            Анализ аэро- и космоснимков, геологических карт, полевые исследования показывают, что “выпаханные ледником” долины в шхерном рельефе на самом деле имеют тектоническое происхождение. Они образуют систему продольных и поперечных разломов, выраженных в рельефе как линейные депрессии. При этом наибольшая глубина этих депрессий приурочена к узлам пересечения разломов разного направления, здесь образуются замкнутые котловины. Вместе с островами-шхерами и расчлененными участками берегов эти разломы формируют типичный блоково-тектонический рельеф, в той или иной мере находящийся под уровнем морских и озерных вод (рис.36).

            Данные по разломной тектонике настолько противоречат постулатам о ледниковом происхождении шхер, что многие геоморфологи постепенно отходят от канонических представлений. Например, С.А.Стрелков (1976) уже рассматривает шхеры Кандалакшского залива в качестве тектонического рельефа. Другие авторы полагают, что ледник только обработал - отполировал и нанес штрихи на стенки разломов, несколько углубил тектонические ущелья. Такие противоречивые взгляды связаны с одной стороны с малоизученностью явления, а с другой - с сильным воздействием господствующей ледниковой теории.

            Выше было показано, что полировка, штриховка скал, другие “признаки ледника” - это ординарные следы тектонических смещений - зеркала скольжения. Можно лишь добавить, что, согласно “Учению о фациях” Д.В.Наливкина (1956, т.1) полированные и блестящие, зеркальные поверхности (являющиеся обязательным элементом скалистых шхерных островов) возникают только при тектонических смещениях и характерны для тектонических зеркал скольжения, а вовсе не для ледниковых поверхностей (стр.118). Разломы, разделяющие острова - шхеры и рельеф бараньих лбов и курчавых скал - это производное единого процесса развития разломных зон.

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

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

2.5. Фиорды

            По “Гляциологическому словарю” (1984) фиорды - длинные, узкие, глубокие заливы и проливы, выработанные (выпаханные) ледником в кристаллических породах.

            Механизм этого выпахивания не расшифровывается и остается неясным. Если в какой-то мере можно допускать ледниковое выпахивание в условиях горно-долинного оледенения (где, впрочем, как следует из раздела 1.1, ледник скорее предохраняет свое ложе от эрозии), то выпахивание покровным ледником узких и глубоких (до 2.5 км ) долин в кристаллических породах более чем проблематично. К тому же в одном и том же районе фиорды нередко пересекаются, ориентированы под прямым углом друг к другу (рис.37).

            Направление фиордов нередко резко коленообразно меняется на 90°, на отдельных участках отвесные борта фиордов сужаются с 10- 15 км до сотни метров, что само по себе доводит до абсурда теорию ледникового выпахивания фиордов.

            Наземные исследования, аэро- и космогеологическое картирование вполне определенно показывают, что фиорды тесно связаны с разломами земной коры, являются их прямым продолжением в прибрежной зоне. К фиордовым зонам Норвегии, Шпицбергена, Канады и Аляски приурочены эпицентры землетрясений (Mitthel et al., 1990; Хольтедаль, 1958).

            Наиболее полно и всесторонне обосновал разломно-тектоническое происхождение фиордов Земли Дж.Грегори. В капитальном труде “Природа и происхождение фиордов” (1913) выдающийся геолог показал, что фиорды развиты не только в областях, где предусматриваются оледенения четвертичного периода, но и во “внеледниковых” районах (Далматинское побережье, Греция, Турция, Корея). При этом, по данным Грегори, фиордовым побережьям “внеледниковых” районов присущи “ледниковые” формы рельефа - бараньи лбы, штриховка и полировка коренных пород. Несмотря на убедительность работы Грегори и огромный фактический материал, положенный в ее основу, тектонический генезис фиордов оспаривается академическими учеными-географами. Они отдают безоговорочное предпочтение теории глубинного ледникового выпахивания, которую активно пропагандируют через “Гляциологический словарь”, другие издания.

            Большой фактический материал в пользу тектонического генезиса фиордов привел П.А.Каплин (1962), который, однако, не отрицает участия ледника в моделировке склонов фиордов (штриховка, полировка скал и т.п.). Интересные данные по строению фиордов арктического шельфа между Шпицбергеном и Землей Франца-Иосифа приводит Е.Е.Мусатов (1997), который объясняет крутизну бортов фиордов “высокоамплитудными подвижками по молодым дизъюнктивам”, но не отрицает участие ледника в обработке днища фиордов.

            В целом получила распространение компромиссная точка зрения, согласно которой первопричиной образования фиордов являются неотектонические разломы, а ледник лишь сгладил, отполировал их стенки, нанес на них штриховку. Опять, как и в случае со шхерным рельефом, тектоническую полировку и штриховку на бортах фиордов считают “следами ледника”.

            Анализ геологических данных и материалы дистанционных исследований показывают, что фиорды Мурманского берега и более мелкие их аналоги на берегах Белого моря и Ладожского озера, заложены по разломам, преимущественно сдвигам. Развитие на неотектоническом этапе сдвиговых зон, представляющих систему параллельных сближенных разрывов и привело к образованию таких крупных отрицательных форм рельефа как фиорды. В отличие от шхерного рельефа, в фиордах сдвиги имеют более глубокое заложение и их следует относить к категории глубинных разломов.

            Представляется, что развитие сдвигов и формирование фиордов идет не только путем сдвиговых смещений крыльев разломов в горизонтальном плане или посредством раздвига. Эти процессы имеют место. Но не менее важным является приразломное скалывание - смещение блоков в секторах сжатия сдвигов.

            Выдавливание - смещение приразломных блоков ведет к углублению фиорда, образованию в нем замкнутых впадин, к скучиванию алохтонного материала (в том числе валунно-глыбового), к формированию так называемых ригелей. Одновременно в секторах растяжения формируются ложбины - ущелья, замкнутые или смыкающиеся с котловинами выдавливания. Эти процессы сопровождаются сбросами и гравитационным сползанием блоков пород со склонов фиордов, что ведет к расширению фиордов.

            Сторонники ледниковой теории, отстаивая ледниковое происхождение шхерного рельефа, фиордов, бараньих лбов, штриховки и полировки часто подчеркивают, что эти формы развиты только в тех районах, которые, согласно теории, покрывались ледником. Но и здесь допускается ошибка. Фиорды, шхеры, полировка и штриховка скал имеются и в районах, где не предусмотрены ни покровные, ни горные оледенения. Например, рельеф бараньих лбов и курчавых скал по нашим наблюдениям развит на гранитах Центрального Казахстана (озеро Балхаш), на интрузивных и осадочно-метаморфических породах южного берега Крыма, на Кавказе (Чувардинский, 1984). Ранее З.А.Сваричевской (1960) и С.А.Сарсековым (1961) на Балхаше был описан шхерный рельеф, схожий со шхерами Финляндии. Бараньи лбы, схожие по морфологии с ладожскими, развиты на юрских гранитах в Корее (рис.38). В Греции и в Далмации описаны фиорды, на бортах которых, сложенных известняками, развиты штриховка и полировка (Грегори, 1913; Крайнер, 1978). Известен рельеф бараньих лбов на кристаллических породах в Испании, Африке (рис.39), Австралии, Португалии (Soares, Lopes, 1981).

            Штрихованные и полированные плоскости скальных пород вскрываются в карьерах по добыче камня. Например, Г.Н.Сапфиров (1982) пишет, что тектонические зеркала скольжения, отполированные до зеркального блеска и, нередко, несущие штрихи и борозды, наблюдаются во многих каменных карьерах на Украинском щите (стр.138).

            Широкое распространение форм “ледниковой экзарации” в Фенноскандии связано с резкой тектонической активизацией Балтийского щита в четвертичном периоде. Подобная тектоническая активизация происходила и на Канадском щите.

            Неотектоническая активизация других равнинных территорий Земли в четвертичном периоде проявлялась локально. К тому же выходы кристаллических пород здесь редки, поэтому не столь широко, в отличие от Балтийского и Канадского щитов, развиты и формы “экзарационного” рельефа.

            Что касается горных районов, то рельеф “бараньих лбов”, штриховка и полировка скал развиты там достаточно широко. Эти формы также имеют тектоническое происхождение. Так, в районах альпийского оледенения Кавказа (Ледники Аманауз, Алибек) на гранитоидах прослеживаются те же тектонические зеркала скольжения, что и на Балтийском щите. Здесь также наблюдается погружение одних полированных плоскостей под другие.

2.6. Троги

            По “Гляциологическому словарю” (1984) троги это ледниковые долины корытообразной формы, своим происхождением обязанные ледниковому выпахиванию. В этой формулировке правильна лишь констатация корытообразной формы долин. Исследования акад. Н.А.Шило (1981, 1984) в горах северо-восточной Азии и в Альпах показали, что ледники принимают определенное участие в формировании троговых долин, но совсем не такое, какое приписывает им “Гляциологический словарь”. Прежде всего горно-долинные ледники наследуют древние долины, имеющие эрозионно-тектоническое происхождение, но моделировка их склонов происходит с участием ледника. По результатам исследований Н.А.Шило (Н.А.Шило, И.Д.Данилов, 1984), большая ширина и корытообразная форма ряда горных долин связана с процессами морозного выветривания и разрушения горных склонов, нависающих над долинными ледниками.

            Активное разрушение горных склонов долин вызывало обрушение и осыпание обломочных масс на поверхность ледника, который “как лента транспортера уносил их вниз. Долины не загромождались обломочным материалом, их склоны оставаясь крутыми, быстро отступали. Они приобретали большую ширину и поперечный профиль напоминающий корыто: плоское дно и крутые борта” (стр.50). Далее Н.А.Шило и И.Д.Данилов указывают: “Признавать способность ледниковых масс, механически разрушать горные породы - значит приписывать им мифические свойства. Благодаря тому, что ледники не выпахивают свое ложе, во многих троговых долинах, ныне свободных от льда, сохранились древние речные отложения и связанные с ними россыпи золота и ряда других ценных полезных ископаемых” (1984, стр.50).

2.7. Кары и цирки

            В настоящее время мало кто из геоморфологов и геологов связывают формирование каров и цирков с ледниковым выпахиванием, однако палеогеографы используют эти формы рельефа для доказательства древних оледенений. Изучение каров в природных условиях показало, что первоначальное их образование обусловлено наличием тектонических ниш, заложенных по зонам тектонической трещиноватости и системам разрывов (Н.В.Башенина, В.В.Тыханович, С.А.Стрелков). Дальнейшее их развитие происходило в условиях нивации и процессов морозного выветривания. Стимуляторами процессов нивации могли быть как многолетние снежники, так и каровые ледники.

2.8. Причины приповерхностных тектонических дислокаций

            Рассмотренные разрывные дислокации - сдвиги, взбросо-надвиги и сбросы, приведшие к формированию многочисленных групп экзарационного рельефа, относятся преимущественно к приповерхностным структурам. Это несколько необычно с точки зрения об обязательной глубинности тектонических движений, но находится в согласии с современными представлениями, что взбросы и надвиги наиболее широко формируются непосредственно близ земной поверхности, где имеется возможность свободного движения блоков пород и чешуй вверх (“Изучение тектонических структур”, 1984).

            В последние 20 лет геотектоническая наука отошла от взглядов о ведущей роли вертикальных движений земной коры. Была выдвинута идея о решающем значении тангенциальных напряжений в формировании разломов, установлено широкое развитие разрывов с горизонтальным типом смещения. Получили подтверждение представления о горизонтальной расслоенности земной коры, в том числе самой ее верхней части.

            Особое значение для познания причин и механизма приповерхностных дислокаций имеет изучение современных тектонических напряжений в земной коре. Для Балтийского щита и других платформенных областей были получены данные, показывающие, что в верхней части гранитного слоя земной коры горизонтальные сжимающие напряжения в несколько раз выше вертикальных геостатических давлений. Важно, что при этом высокие горизонтальные напряжения фиксируются в кристаллических породах совсем на небольшой глубине, например, в Швеции на глубине 10- 20 м (Кропоткин, 1971). По данным, приводимым П.Н.Кропоткиным (1971, 1977, 1987) высокие горизонтальные сжимающие напряжения 150-200 и до 500-600 кгс/см² (до 50-60 МПа) в породах Балтийского щита отмечаются на глубинах от 10-20 до 200 м от поверхности (рис.40).

            По измерениям в Хибинском и Ловозерском массивах горизонтальные сжимающие напряжения - величиной 400-600 кгс/см² (40-60 МПа) установлены на сравнительно небольших глубинах 100- 200 м (Марков, 1983).

            По данным В.Н.Сухарева (1990) в Умбозерском руднике (северо-западная часть Ловозерского массива) горизонтальные тектонические напряжения имеют следующие значения (табл.2).

            Согласно данным А.С.Эстеркина (1986), высокие горизонтальные тектонические напряжения присущи кристаллическим щитам, причем верхним их горизонтам. Величина тектонического сжатия здесь может достигать 100-200 МПа.

            Это означает, что горизонтальные тектонические напряжения на таких небольших глубинах в 10-20 и даже в 50 раз превышают вертикальное (геостатическое) напряжение. При таких величинах горизонтального сжатия и небольших вертикальных давлений, касательные напряжения оказываются высокими. Становится понятной возможность и неизбежность широкого развития в подобных геодинамических условиях именно приповерхностных сколовых смещений - взбросо-надвигов, а также сдвигов.

            Можно также отметить, что, как это ни парадоксально, горизонатльное тектоническое сжатие вовсе не обязательно увеличивается с глубиной. Измерения горизонтальных напряжений на Талнахском массиве показывают, что наибольшие величины горизонтальных напряжений сосредоточены на глубинах от 50 до 500 м , где они составляют порядка 10-17.5 МПа и существенно уменьшается с глубиной - снижалось до 5-7.5 МПа, при одновременном увеличении (в 10 раз) вертикального давления (Взаимосвязь геолого-тектонического .., 1985) (рис.41). Поскольку тектонические движения обусловлены разностью напряжений - в данном случае разностью между горизонтальным сжатием и вертикальным давлением, вывод о развитии в таких геодинамических условиях именно приповерхностных движений сколового или сдвигового типа не кажется неожиданным.

            Данные об изменчивости горизонтальных напряжений в верхней части гранитного слоя подтверждают взгляды о горизонтальной расслоенности коры, указывают на вероятность чередования в ее разрезе зон повышенных и пониженных касательных напряжений. Вместе с тем, если для приповерхностных взбросо-надвиговых и сдвиговых смещений достаточны  горизонтальные напряжения порядка 100-200 кгс/см² (10-20 МПа), то для дислокаций на больших глубинах, вследствие больших значений вертикальных давлений, эта величина должна быть на 1-2 порядка выше.

            Констатация существования на щите высоких горизонтальных напряжений в приповерхностных частях гранито-гнейсового слоя земной коры достаточна для объяснения широкого развития мелких сколовых (взбросо-надвиговых) и сдвиговых приповерхностных дислокаций, приведших к формированию рельефа бараньих лбов, многочисленных тектонических зеркал скольжения со штрихами и шрамами, других типов “экзарационного” рельефа.

            Данный вывод подтверждается самими условиями формирования взбросов и надвигов, сформулированными в методическом пособии “Изучение тектонических структур” (1984): Формирование взбросов происходит при облегченном высвобождении пород вверх. Они образуются близко к земной поверхности. Особенностью всех надвигов является их формирование непосредственно у земной поверхности (стр.54). Представляется, что движения по крупным разломам вызывали (и вызывают) возникновение знакопеременных горизонтальных и нормальных напряжений в зонах динамического влияния разломов, как в глубинных, так и поверхностных их частях.

            Передача горизонтальных напряжений в приповерхностной части земной коры (в пределах зон динамического влияния разломов) явление хорошо известное в структурной геологии. Разрядка этих напряжений происходит посредством скалывания относительно мелких приповерхностных блоков пород.

            Наибольшие тектонические напряжения и, соответственно, вторичные разрывные структуры сжатия и сдвига приурочены к осевым плоскостям разломов. Многочисленны такие структуры на концах сдвигов. Можно еще раз указать на широкую приуроченность групп разнообразного “экзарационного” рельефа к зонам крупных неотектонических разрывных структур сдвигового и взбросо-надвигового типа (Кандалакшский, Ладожский, Онежский “грабены”, фиордовое побережье северной части Кольского п-ова). В районах, где неотектонические дислокации сжатия и сдвига проявлены слабо, экзарационный рельеф развит фрагментарно. Он практически отсутствует на “мертвых” в неотектоническом плане геоблоках (центральная часть юго-востока Кольского п-ова) и на геоблоках, развивающихся в режиме растяжения (северо-восток Мурманского блока).

2.9. Сейсмичность Балтийского щита

            М.В.Гзовский в “Основах тектонофизики” (1975) писал: “Получается парадокс: на Балтийском щите, который считается сейсмически и тектонически малоактивным, максимальные касательные напряжения равны или даже превышают касательные напряжения в самых активных в сейсмическом и тектоническом плане районах (горы Средней Азии)”.

            Кажущееся несоответствие можно разрешить, если признать, что Балтийский щит - тектонически активный район. В пользу этого свидетельствует широкое развитие неотектонических разрывных дислокаций и данные о сейсмичности щита.

            В пределах Фенноскандии, в Осло-фиорде, зафиксированы землетрясения силой до 8 баллов (Хольтедаль У., 1958) и выделяется несколько протяженных зон с повышенной сейсмичностью: фиордовое побережье Норвегии (в первую очередь область Нурланд), пояс грабен Осло - озеро Венерн, зона Ботнического залива, Кандалакшский грабен, Кольский фиорд и фиордовый берег Мурмана, Ладожский грабен. В качестве сейсмической зоны можно выделить и зону сопряжения Балтийского щита с Русской плитой, в пределах которой также фиксируются землетрясения (например, Осмуссаарское землетрясение, 1976 г . в Финском заливе с интенсивностью до 7 баллов в эпицентре).

            Несколько сейсмотектонических зон выделяются в Финляндии, где большинство землетрясений имеет четкую приуроченность к крупным зонам разломов северо-западного и субширотного простирания (см. рис.80). Большинство зафиксированных землетрясений в Фенноскандии не превышает 3-6 баллов и лишь единичные достигают 8 баллов.

            Сравнительно небольшая интенсивность землетрясений Балтийского щита при высокой тектонической напряженности и активности ряда структур, может быть объяснена возможностью свободной разгрузки касательных напряжений в сторону дневной поверхности путем скалывания и сдвигания приповерхностных блоков. По современным представлениям именно возможность свободного перемещения блоков пород способствует разрядке тектонических напряжений. Нарушения взаимного перемещения блоков (механической или физико-химической природы) приводит к накапливанию упругой энергии и сильным землетрясениям (Гохберг и др., 1983). Следует также иметь в виду, что землетрясения Фенноскандии мелкофокусные, коровые (Панасенко, 1982) и, видимо, связаны с перестройкой тектонического плана щита. В свою очередь они вызывают значительные смещения в зонах разломов.

            Так, при Кандалакшском землетрясении 1967 г . в осевом разломе Кандалакшского грабена произошла подвижка типа взбросо-сдвига, а само землетрясение было вызвано близгоризонтальным тектоническим сжатием, перпендикулярным простиранию разрывных структур (Ассиновская, 1986).

2.10. О гляциоизостазии

            До недавнего времени было принято считать, что на Балтийском щите имели место лишь вертикальные движения сводового типа. Эти поднятия связывались и до сих пор связываются с гляциоизостатическими причинами. В соответствии с этим изобазы поднятия Фенноскандии принято изображать в виде концентрических кривых с максимумом поднятия в районе предполагаемого центра оледенения.

            Ошибочность этих построений доказывается следующими фактами.

            1. Поднятия на Балтийском щите, в том числе и на Кольском п-ове имеют дифференцированный характер и в одном и том же районе чередуются с опусканиями. На это ранее указывали С.А.Стрелков и Н.И.Николаев, считая, что вертикальные движения имеют тектоническую причину и образуют горсты (Хибины, Ловозерские тундры, Чуна-тундры и др.) и грабены (Умбозеро, Имандра, Ловозеро). По Н.И.Николаеву (1988) такой же характер распределения горсты и грабены имеют и на остальной площади щита (рис.42).

            2. Основываясь на гравиметрических данных, Л.Е.Шустова (1966) построила карту мощностей земной коры Фенноскандии (рис.43). Как видно из этой карты, изогипсы поверхности “М” в западной части Фенноскандии ориентированы в северо-восточном направлении, а в восточной части щита вытянуты с северо-запада на юго-восток. Анализируя указанную карту, С.И.Макиевский (1969) соглашается с Л.Е.Шустовой о структурно-тектонической обусловленности гравитационных аномалий и указывает, что северо-восточные направления изогипс по поверхности “М” следует связывать с простиранием скандинавских каледонид, а северо-западные (юго-восточные) - с простиранием докембрийских складчатых сооружений. Такое строение земной коры, пишет С.И.Макиевский, может быть обусловлено только тектоническими причинами.

            Установлено также, что к линиям максимальных градиентов регионального гравиметрического поля приурочены региональные тектонические нарушения - наиболее крупные из них следуют вдоль берегов Норвежского и Баренцева морей, Ботнического и Финского заливов (Николаев, 1988). К этим тектоническим линиям приурочены и современные землетрясения Фенноскандии (Николаев, 1988).

            3. Гравиметрические исследования на Кольском геофизическом полигоне также показали, что региональные гравитационные аномалии совпадают с конфигурацией глыбовых структур, выделенных сейсмическими методами В.И.Богдановым (1972). На этом основании В.И.Богданов пришел к выводу, что глыбовые структуры, в том числе молодые структуры, имеют эндогенную природу и, что “ледник вообще не влиял на процессы макроструктуры Фенноскандии”.

            Выполненный В.Н.Глазневым и А.Б.Раевским (1982) расчет литостатического давления для гравитационной модели Кольского п-ова показал хорошее совпадение данных о плотностном строении коры с динамикой современных вертикальных движений. Эти данные также свидетельствуют об эндогенной природе современных тектонических движений.

            4. Величины поднятия Фенноскандии по Н.Мернеру и Н.И.Николаеву (1988) составляют 8-10 мм/год. Вполне сопоставимы с ними среднегодовые величины поднятия центральной части Украинского щита - 8 мм/год (Кропоткин, 1980). Парадокс заключается в том, что в центральной части Украинского щита, в отличие от Фенноскандии, не предусмотрены материковые оледенения.

            5. Тектонические движения Балтийского щита - вертикальные и горизонтальные, обусловлены не снятием гипотетической ледниковой нагрузки, а горизонтальными тектоническими напряжениями в верхнем (гранитном) слое земной коры (Кропоткин, 1971, 1977, 1987; Гзовский, 1975). М.В.Гзовский особо подчеркивал, что “вопреки установившимся взглядам неожиданно во многих местах в гранитном слое земной коры на Балтийском щите были получены результаты измерений, удивившие инженеров и тектонистов: наибольшее сжатие оказалось направленным не вертикально, как это ожидалось, а горизонтально”. Происхождение же горизонтального напряжения в земной коре, как известно, может быть только эндогенным, тектоническим (Ярошевский, 1981).

            Принципиальную позицию в отношении гляциоизостазии Балтийского щита занял В.В.Белоусов (1958, 1962), который считает, что “еще раз полезно подчеркнуть очевидную необоснованность попыток объяснить новейшее поднятие Фенноскандии таянием четвертичного ледникового покрова. Это поднятие ... имеет несомненно тектоническую природу”.

            Обширный геофизический материал по Балтийскому щиту был проанализирован Е.Н.Люстихом (1957), который пришел к важному выводу, что “гравиметрическая съемка не только не подтверждает, но и явно опровергает гипотезу ледникового всплывания Фенноскандии”. Недавно расчеты возможного воздействия массы льда на земную кору провел В.В.Орленок (1992). В итоге он указал: “... масса 2-3-километровой призмы льда плотностью 0.97 г/см² составляет менее 1% от массы 100 км каменной оболочки со средней плотностью 3.5 г/см², на которую лед давит так, что она вжимается в астеносферу. Но последняя отсутствует под щитами, а давление легкого льда более чем в 2 раза меньше нормального горного давления, создаваемого осадочной толщей той же мощности. Следовательно, ни о какой изостазии не может быть и речи” (приводится по: Н.Г.Чочиа и С.П.Евдокимов (1993).

            В связи с этим можно подчеркнуть, что блоковые (вертикальные) поднятия на Балтийском щите могут быть также обусловлены горизонтальными тектоническими движениями, имеющими вертикальную составляющую (взбросы, надвиги).

            Таким образом, гляциоизостатическая теория, столь популярная и, казалось, незыблемая, в приложении к Балтийскому щиту, не имеет под собой оснований. Природа современных поднятий, в том числе сводовых, в этом районе эндогенная, тектоническая.

            Крупные геологи-тектонисты А.П.Карпинский, Г.Штилле, М.М.Тетяев, А.Д.Архангельский, Н.И.Николаев, С.С.Шульц ранее неоднократно указывали на несомненно тектоническую природу четвертичного воздымания Фенноскандии, но сторонники ледниковой теории, как бы не замечая этих выводов, продолжают постулировать гляциоизостатическую гипотезу в бесчисленном множестве статей, и даже используют ее в качестве причины тектонической активизации Восточно-Европейской и Западно-Сибирской платформ.

 К ОГЛАВЛЕНИЮ