Геоморфология и палеогеография, 2020, № 3, стр. 84-97

МОРФОСТРУКТУРНЫЕ АНСАМБЛИ ДОЛГОЖИВУЩИХ ЗОН ДИСЛОКАЦИЙ В СОПОСТАВЛЕНИИ С ГЕОДИНАМИЧЕСКИМИ СИСТЕМАМИ

Район сочленения Балтийского щита и Русской плиты. Рельефообразующее взаимодействие геодинамических систем, в общих чертах обоснованное ранее [2], ярко проявляется на севере ВЕП. В частности, в пограничной области между Балтийским щитом (БЩ) и Русской плитой.

Согласно этим взглядам, под влиянием тектонических процессов спрединга, происходящих в раскрывающейся Северной Атлантике, массив Балтийского щита отодвигается к юго-востоку и надавливает на край Русской плиты, от которой он отделен зоной повышенной дислоцированности фундамента [2]. Движение это не является полностью однородным, а щит монолитным. В пределах него выделяются массивы с различными реологическими свойствами пород и системы разрывов, по которым имеют место некоторая относительная подвижность блоков и их деформация.

В районе сочленения щита и плиты и южнее, в пределах самой плиты, край щита окаймляется по дуге широким (первые сотни км) Циркумбалтийским поясом дислокаций (преимущественно разрывных), секущих фундамент ВЕП. С этим поясом пространственно ассоциируются флексура Полканова и Балтийско-Мезенская зона дислокаций [7]. В рельефе эта область относительных понижений характеризуется цепью локальных, структурно-предопределенных неотектонических депрессий [8], заполненных водоемами, из которых самыми хорошо выраженными являются бассейны Белого моря, Ладожского, Онежского и др. озер. Происхождение рельефа в пределах этой зоны дискуссионно и связывается с разными тектоническими процессами, которые могли иметь место или совместно, или последовательно. Основными являются: развитие опускания, компенсационного изостатическому поднятию щита [9], и возможное коробление поверхности фундамента, связанное с образованием положительных и отрицательных форм, как реакция литосферы на воздействие со стороны Атлантики [2]. В дополнение к этому можно отметить и возможность некоторого горизонтального перемещения (раздвигания) геологического субстрата вдоль зоны, которое может возникать при поперечном давлении на нее Балтийского щита. Этот процесс может реализовываться вследствие того, что ее края упираются в сравнительно податливые фрагменты земной коры за пределами ВЕП. На северо-востоке – в Печерскую плиту, которая имеет меньшую жесткость, чем ВЕП, и подвижна на новейшем этапе [10], а на западе – в тектонически ослабленную зону границы ВЕП. Учитывая геоструктурное положение Циркумбалтийского пояса и его неотектоническую активность, в работе [2] сделано предположение, что опускание впадин Кандалакшского прогиба, Онежского, Ладожского и др. озер, вероятно, является результатом суперпозиции опусканий земной коры в пределах пояса, с зонами растяжений и опусканий земной коры, радиальных относительно свода щита.

Происходит процесс образования цепи новейших грабенов, как справедливо отмечается в [2] – в условиях взаимодействия геодинамических систем. По нашему мнению, несколько отличному от [2] и изложенному в начале статьи, основной является система, связанная с движением БЩ вследствие спрединга в Северной Атлантике, которая преломляется в две – собственно связанной с подвижностью щита и его давлением на плиту, и производной ей системе перпендикулярного давлению раздвигания геологического субстрата в Циркумбалтийском поясе. Их взаимодействие и приводит к образованию цепи грабеновидных неотектонических депрессий по юго-восточной окраине БЩ.

Соглашаясь с проявлением в районе Циркумбалтийского пояса явлений взаимодействия геодинамических систем и с тем, что этот вопрос нуждается в дальнейших исследованиях, авторы этой статьи ставят своей задачей собрать данные о вероятных механизмах проявления локальных опусканий и уточнить характер действия геодинамических систем и их суперпозиции.

Прежде всего необходимо прояснить прерывистость расположения тектоногенных грабеновидных озерных впадин, образующих своеобразный пояс в районе сочленения БЩ и Русской плиты (рис. 1). По-видимому, в данном месте в горизонтальной плоскости проявляется хорошо изученный механизм дискретного появления дислокаций в деформируемом под нагрузкой массиве. Появление трещин (в нашем случае – растяжения) на примерно равных расстояниях друг от друга связывают с появлением области снятия напряжений вокруг каждой образовавшейся трещины и развития соседней трещины за пределами этой области [11].

Рис. 1.

Необходимые данные о геолого-геоморфологическом строении области сочленения Балтийского щита и Русской плиты ВЕП.

1 – кристаллические породы Балтийского щита; 2 – Русская плита; 3 – граница между щитом и плитой; 4 – осевая часть Кандалакшского грабена; 5 – обсуждаемые массивы; 6 – надвиги; 7 – сбросы; 8 – разрывы, задающие форму неоднородностей земной коры у новейших депрессий; 9 – контуры Беломорского пояса; 10 – акватории; 11 – номера объектов, обсуждаемых в тексте.

Однако, поскольку расстояния между депрессиями все же разнятся, можно предположить, что на распределение мест грабеновидных дислокаций влияют также и другие факторы, которые, вероятно, связаны с благоприятными структурно-геологическими условиями. Представляет интерес рассмотреть вопрос, в каких же конкретных структурно-тектонических условиях реализовывались локальные опускания, и каков на этом уровне механизм проявления суперпозиции, приведший к опусканиям.

Прибеломорская депрессия находится в северо-восточной части БЩ и располагается как на кристаллическом фундаменте щита, так и на чехольных комплексах Русской плиты (рис. 2). В ее центральной части расположена ванна Белого моря (I на рис. 1). Депрессия вытянута с северо-запада на юго-восток, имеет линзовидную в плане форму и размеры примерно 600 × 250 км. Она маркирует крупную область неотектонического прогибания у края ВЕП. По своему происхождению она может рассматриваться как крупная трещина отрыва, ориентированная вдоль оси сжатия, распространяющегося от Северной Атлантики [12]. В северо-западной части Белого моря расположена вложенная в Прибеломорскую Кандалакшская депрессия. Она вытянута в северо-западном направлении, имеет линзовидную в плане форму и размеры примерно 250×70 км (II на рис. 1). Глубина ее составляет более 300 м и является максимальной для всего Беломорья, что делает депрессию геоморфологической аномалией, необъяснимой с позиций чисто денудационного происхождения. На ее бортах устанавливаются многочисленные сбросовые уступы в коренных породах. К ней приурочена значительная сейсмичность. Эти и ряд других важных особенностей позволяют считать ее новейшим грабеном [13].

Рис. 2.

Характер взаимодействия геодинамических систем на севере ВЕП.

1 – массивы кристаллических пород, являющиеся важными рельефообразующими неоднородностями в земной коре; 2 – границы областей растяжения, возникающих напротив инденторов; 3 – приблизительные границы Прибеломорской депрессии; 4 – направление перемещения инденторов; 5 – направление движения Балтийского щита; 6 – направление перемещения геологического субстрата в Циркумбалтийской зоне; 7 – акватории; 8 – номера объектов, обсуждаемых в тексте.

Юго-восточнее Кандалакшского грабена на одной оси с ним расположен вытянутый в плане выступ земной коры, называемый Архангельским (III на рис. 1). Часть его расположена под водами Белого моря, которое в этих местах сравнительно мелководно, часть – под долиной реки Сев. Двина. Он имеет размеры примерно 250×100 км, сложен архейскими кристаллическими породами и отделен по периметру от остального массива пород фундамента глубокими (до 7 км глубиной) протерозойскими палеорифтами, имеющими разломные границы [14]. Кандалакшский грабен расположен напротив суженного конца Архангельского выступа, и их совместная длинная ось совпадает с направлением давления БЩ на Русскую плиту. Учитывая это и то, что структура в целом находится в пределах Циркумбалтийского пояса, окончания которого не имеют достаточно жестких упоров на обрамлении ВЕП, можно считать, что в появлении новейшего грабена участвует и процесс расклинивания. Оно имеет место перед Архангельским выступом при придвигании к нему массива БЩ, и за счет потенциальной возможности раздвигания рамы в условиях проявления латеральной подвижности в Циркумбалтийском поясе [10].

Следующим крупным звеном в цепи депрессий, обрамляющих БЩ с юга и входящих в Циркумбалтийский пояс, является морфоструктура Онежского озера, расположенная в 200 км к юго-западу от Белого моря. Основная, юго-восточная часть депрессии имеет трапециевидную, сужающуюся к юго-востоку в плане форму, с длинной осью, простирающейся в северо-западном направлении (IV на рис. 1). Расположена озерная ванна, в основном, на кристаллических породах щита, морфоструктурные и геологические особенности позволяют считать ее унаследованным новейшим грабеном [8].

Северо-западная часть Онежской морфоструктуры представлена Заонежским полуостровом, который имеет изометричную в плане форму и диаметр около 100 км. В рельефе полуостров образует форму пологого купола, осложненного узкими заливами, озерами и грядами (V на рис. 1). В основании Заонежского полуострова расположена мульда, сложенная дислоцированными метаморфическими нижнепротерозойскими комплексами пород первично осадочного или вулканогенного происхождения, общая мощность которых составляет около 3 км. Мульда обрамляется разломами, которые подчеркивают границы купола. Немного северо-восточнее купола, под акваторией, разрывы, подходящие со стороны Повенецкого залива, и разрывы в районе западного борта озера пересекаются, и юго-восточное (в сторону основной ванны Онежского озера) окончание мульды в рисовке разломов становится заостренным [15, 16 и др.].

Можно считать, что наличие локализованной в одном месте сравнительно маломощного уплощенного геологического тела, сложенного протерозойскими породами, свидетельствует о наличии в земной коре в районе Заонежского п-ова, под мульдой, блока земной коры, имеющего почти изометричную, заостренную с юго-востока в плане форму. Обособился он, видимо, еще в протерозое и уже тогда выделялся по своим свойствам и опустился как единое целое, дав возможность накопиться над ним осадочно-вулканогенным породам. Одновременно на его продолжении к юго-востоку, в сторону плиты, наблюдается новейший грабен (выраженный основной ванной Онежского озера), расширяющийся в сторону заостренного конца этого блока и тесно к нему прилегающий.

Возвращаясь к концепции давления БЩ в сторону Русской плиты и существования по периметру щита Циркумбалтийского пояса, в котором, возможно, некоторое горизонтальное перераспределение субстрата перпендикулярно давлению щита, можно сделать заключение о механизме появления новейшего грабена. В таких геодинамических и структурных условиях его раскрытие может происходить при обусловленном движением щита клиновидном вдавливании линзовидного блока в структурированную разломами среду фундамента ВЕП в районе Циркумбалтийского пояса и раздвигании последней с опусканием земной коры напротив клиновидного блока (II на рис. 2). Модель этого процесса показана на рис. 3 (а).

Рис. 3.

Иллюстративные модели обсуждаемых морфоструктурных ансамблей.

Деформации, возникающие в глине в условиях одноосного сжатия и наличия исходных структурных неоднородностей (прорезов): (а) – расклинивание перед индентором, (б) – сдвигание структурно-обусловленных клиньев с взаимным проскальзыванием и раздвигание бортов в результате расклинивания (на врезке исходная система прорезей), (в) – образование зияний (областей растяжения) у структурных неоднородностей (прорезов) напротив мест, где границы штофа глин не имеют жестких боковых упоров.

Модель взаимодействия геодинамических систем в Северной Карелии (в разрезе): (г) – выдвигание козырька пород Карельского массива над беломоридами в районе Северо-Карельской зоны, (д) – включение надвигающегося козырька карелид в область опускания вокруг Кандалакшского грабена.

1 – глина; 2 – жесткие ограничивающие упоры; 3 – штампы; 4 – направление движения глины; 5 – карелиды; 6 – беломориды; 7 – граница между комплексами; 8 – сбросы; 9 – направление движения геологического субстрата; 10 – области воздействия геодинамических систем на разрезах; 11 – названия морфоструктур; 12 – геодинамические системы; I – геосистема надвигания края Карельского массива; II – геосистема области растяжения вокруг Кандалакшского грабена; СК – Северо-Карельская зона; КГ – Кандалакшский новейший грабен; ТП – тыловой прогиб перекашивающегося блока (озера Топозеро и Пяозеро).

В 200 км к юго-западу от депрессии Онежского озера расположена следующая крупная депрессия Циркумбалтийского пояса – Ладожская (VI на рис. 1). Она генерально имеет в плане прямоугольную, немного расширяющуюся по длинной оси к юго-востоку форму и размеры примерно 300×150 км. Расположена она, главным образом, на кристаллических породах (Свекофеннидах) БЩ, в юго-восточной части перекрытых чехлом осадочных пород Русской плиты, мощность которых сравнительно незначительна и нарастает к юго-востоку. В морфоструктурном облике депрессии (особенно ярко в северо-западной части) большую роль играют разрывные нарушения, которые, в частности, определяют прямолинейные в плане формы берегов и рельеф дна водоема. Эта депрессия также рассматривается как унаследованный новейший грабен [8].

В районе озера по геологическим и геоморфологическим данным устанавливается сеть крупных разрывов, имеющих продольную и диагональную длинной оси озера ориентировку, разделяющих кристаллические породы на блоки с клиновидными заостренными концами (см. рис. 1) [15, 17 и др.]. Их происхождение можно отнести к ригматической сети, которая активизируется в соответствии с тектоническими напряжениями.

Как и в предыдущих случаях, Ладожская депрессия образовалась в районе, с одной стороны, подверженном давлению со стороны БЩ, с другой – имеющим потенциальную возможность для некоторого горизонтального перераспределения субстрата поперек этого давления (в Циркумбалтийском поясе).

Учитывая это, можно считать, что, кроме геодинамических условий, именно структурные особенности района – наличие диагональных и продольных оси грабена систем разрывов – сделали возможным появление области растяжения и опускания в этом месте. Механизм такого процесса проиллюстрирован экспериментом на глине (рис. 3, б). В нем к пластинке глины, в которой были сделаны диагональные и параллельные сжатию прорези, было приложено одноосное сжатие, в результате которого борта пластинки раздвинулись, а клиновидные блоки проскользнули друг относительно друга без признаков сжатия на границах.

В природе, в районе депрессии, блоки земной коры, нарезаемые разрывами на клинья, за счет давления щита вдвигаются навстречу друг другу в раму из ограничивающих грабен параллельных разрывов и инициируют раздвигание ее вдоль Циркумбалтийского пояса в условиях его продольной подвижности вдоль края щита. В результате образуется зона локального растяжения, выраженная депрессией Ладожского озера (III на рис. 2).

Примерно в 200 км к юго-западу от Ладожской расположена Псково-Чудская депрессия, заполненная водами соответствующих озер. Расположена она в пределах Циркумбалтийского пояса, в плане вытянута в север-северо-западном направлении и имеет размеры 150 × 50 км (включая оба озера) (VII на рис. 1). В отличие от предыдущих, эта депрессия расположена исключительно в местах, где фундамент полностью перекрыт породами чехольного комплекса, и разрывные нарушения меньше влияют на рельеф. Во время последнего оледенения район депрессии подвергался воздействию ледника, и экзогенная составляющая в ее образовании не вызывает сомнения. Однако представляется возможным предложить и новую концепцию ее образования за счет проявления горизонтальных деформаций земной коры.

Для этого обратим внимание на противоположный, северный берег Финского залива напротив Чудского озера. Здесь, в области Свекофенид БЩ расположен крупный Выборгский массив гранитов рапакиви (VIII на рис. 1). В плане он имеет почти изометричную форму при диаметре примерно 200 км, однако она осложнена хорошо выраженным клиновидным выступом, направленным к югу, в сторону Псково-Чудской депрессии [18], от которой отстоит примерно на 100 км. В разрезе массив представляет собой геологическое тело, имеющее сравнительно незначительную мощность (около 3–4 км) по сравнению с площадью и залегающее почти горизонтально. Вместе с этим геофизические данные (по СЗ-ЮВ профилю) показывают, что границы массива определяются крупными разломами, субвертикально, с некоторым схождением, уходящими в подстилающий кристаллический субстрат на глубину до 40 км, а значит, массив маркирует крупный блок земной коры, являющийся ее существенной неоднородностью.

Учитывая взаимное расположение блока кристаллических пород, маркируемых Выборгским массивом, и Псково-Чудской депрессии, их формы в плане и место среди геодинамических систем, можно предложить тектоническую концепцию образования последней за счет горизонтальной подвижности земной коры.

Выборгский массив (вместе с подстилающим его блоком земной коры) входит в состав БЩ и вместе с ним участвует в давлении [2] на Русскую плиту. При этом основное воздействие на нее он, безусловно, оказывает своим заостренным клиновидным выступом, направленным в ее сторону. На этой плите, в пределах Циркумбалтийского пояса, имеющего возможность для латерального раздвигания субстрата, под воздействием этого выступа и на некотором расстоянии от него за счет расклинивания образуется трещина отрыва (точнее, область рассеянного растяжения), выраженная вытянутой Псково-Чудской депрессией (VI на рис. 2). Такие случаи расклинивания, когда трещина отстоит от индентора на некоторое расстояние, характерны для слабо структурированной среды и описаны в литературе [19].

Таким образом, надавливание БЩ на Русскую плиту в новейшее время (видимо, под воздействием тектонических процессов в Северной Атлантике) приводит к раздвиганию ее субстрата на границе со щитом в стороны от направления его давления. Модельная иллюстрация этого процесса показана на рис. 3 (в). В результате в дискретно расположенных местах с благоприятными структурными особенностями происходит процесс растяжения и опускания. Он связан с механизмом расклинивания, при котором, при сближении щита и плиты перед расположенными по оси сжатия заостренными блоками земной коры, образуются области раздвигания, выраженные депрессиями. В результате по юго-восточной окраине БЩ образуется цепь неотектонически обусловленных озерных ванн.

Прибеломорский прогиб. Процесс взаимодействия геодинамических систем менее масштабного ранга наблюдается в пределах восточной части БЩ в районах Северной Карелии, в зоне влияния Беломорско-Двинской зоны [7]. В этих местах контактируют две крупные структурные единицы БЩ – Карельский массив (IХ на рис. 1) и Беломорский пояс (см. рис. 1). Оба они сложены во многом схожими кристаллическими породами фундамента и различаются особенностями – временем консолидации, степенью и характером включения более поздних протерозойских комплексов и т.п.

В районах северной Карелии Карельский массив представлен своим выступающим краем, который в виде дуги, обращенной в северо-восточном направлении, заходит в область Беломорид (Х на рис. 1). Размеры этого выступа примерно 100×100 км. По внешнему краю он осложнен Северо-Карельской зоной концентрированных дислокаций. Выступ надвинут в северо-восточном направлении по дугообразному фронту надвигов [16, 20 и др.]. Судя по геофизическим данным, в целом породы Беломорского пояса надвинуты на Карельский массив, однако в районе Северо-Карельской зоны в виде “козырька” существуют обратные взаимоотношения [21].

В работе [22] был отмечен ряд морфоструктурных признаков, свидетельствующих об общем (видимо, малоамплитудном) движении выступа вместе с Северо-Карельской зоной в северо-восточном направлении в новейшее время. Прежде всего это наличие у зоны сравнительно более высокого рельефа по отношению к окружающей ее полого-холмистой равнине, существование преднадвиговой депрессии перед фронтальными надвигами, а также образование характерных присдвиговых депрессий у сдвигов на флангах выступа, выраженность сдвигов и надвигов в ландшафте и рельефе и ряд других признаков. Также было показано, что отодвигание выступа связано с деформацией всего Карельского массива в парагенезе с раскрытием Прибеломорской депрессии, и, что этот процесс происходил за счет влияния раскрывающейся Атлантики на щит и соответствующих деформаций его неоднородностей [12, 22].

Как уже отмечалось, в северо-восточной части БЩ расположена Прибеломорская депрессия, маркирующая крупную область новейшего опускания, которая достигает максимума в Кандалакшском грабене (II на рис. 1) [13]. Прибеломорская депрессия расположена в основном в пределах Беломорского пояса и краями заходит на Карельский массив. Как наличие развивающегося Кандалакшского грабена, так и включение окружающих территорий в опускание свидетельствуют о продолжающемся расширении морфоструктуры.

В частности, к юго-западу от Кандалакшского грабена, на его Карельском борту, выделяется обширный блок земной коры размером 150×200 км, который с северо-запада и юго-запада ограничен крупными рельефообразующими разрывами (XI на рис. 1). В пределах этого блока наблюдается полого-волнистый, сравнительно пониженный относительно окружающих территорий рельеф, а на стороне блока, противоположной грабену, наблюдаются два крупных озера (оз. Пяозеро и Топозеро), маркирующих приразломную депрессию. Судя по их прижатому к тыловому шву блока положению, они подчеркивают перекос его поверхности от грабена. Учитывая общую относительную пониженность рельефа в пределах блока и его перекос, можно утверждать, что блок маркирует область растяжения, включившую в себя пространство вокруг Кандалакшского грабена в связи с разрастанием всей Прибеломорской депрессии, и соответствующего отодвигания края области растяжения.

Обе крупные морфоструктуры, описанные выше, сосуществуют в одном и том же пространстве – выступ Карельского массива с Северо-Карельской зоной выдвигается в сторону Кандалакшского грабена в пределы беломорид, а область растяжения у Кандалакшского грабена, ограниченная крупным разрывом, распространяясь навстречу, накладывается на него, как бы подсекая его у основания (V на рис. 2).

Морфоструктуры являются проявлениями неотектонической активности двух геодинамических систем. Выступ связан с деформациями Карельского массива и отодвиганием его края [22], а область растяжения у Кандалакшского грабена – с разрастанием Прибеломорской депрессии (мегатрещины отрыва) вдоль края ВЕП [23]. В исследуемом районе происходит взаимодействие этих систем, и механизм этого процесса можно предположить по наблюдаемым результатам.

Судя по тому, что следы воздействия обоих геодинамических систем сосуществуют в рельефе независимо, в хорошо выраженном виде, можно говорить о том, что развитие геосистем происходит в неотектоническое время практически параллельно, одновременно, или импульсами по очереди, и надвигание края массива сопровождается противоборствующим наложением на него расширяющейся области растяжения (рис. 3, г, д). Модель процесса можно ассоциировать с направленным течением ледникового языка через уступ в коренных породах основания, когда на поверхности льда наблюдаются и следы направленного течения, и отражается наличие подледникового уступа. В нашем случае, однако, за то время, когда деформации отразились в рельефе, скорости и амплитуды подвижности в кристаллических породах несопоставимо меньше и имеют лишь характер тенденций в развитии.

ПОДВЕДЕНИЕ ИТОГОВ

В северной части ВЕП, по существующим взглядам [2–4], в новейшее время проявляет себя масштабная геодинамическая система, в которой под влиянием глубинных тектонических процессов, приводящих к раскрытию Северной Атлантики, БЩ придвигается в сторону Русской плиты. При этом в их пограничной области (Циркумбалтийском поясе, с которым частично ассоциируются зоны Полканова и Балтийско-Мезенская) возникает собственная, производная геодинамическая система, в которой происходит некоторое раздвигание геологического субстрата перпендикулярно давлению щита при отсутствии жестких упоров на флангах этой области на внешнем обрамлении ВЕП. В этих местах образовалась прерывистая цепочка неотектонических депрессий (грабенов), образующих структурно-морфологический ансамбль и являющихся индикаторами внутриплитного тектогенеза.

Грабены образовались за счет суммарного взаимодействия обоих геодинамических систем – давления щита с северо-запада и раздвигания субстрата в перпендикулярном направлении. Происходит это в дискретно образующихся узлах снятия напряжений в массиве пород и в благоприятных структурных условиях, механизмом которого является раздвигание кристаллических пород у клиновидных структурных неоднородностей.

В районе Северной Карелии наблюдается горизонтальный выступ края Карельского массива, который по морфоструктурным признакам в новейшее время имеет тенденцию к движению в сторону Кандалакшского грабена. Одновременно с этим вокруг грабена наблюдается область морфоструктурно выраженного растяжения, которая накладывается на выступ, видимо, в процессе своей встречной проградации. Следы воздействия обоих геодинамических систем хорошо выражены в рельефе, что свидетельствует об их параллельном (вероятно, импульсно-поочередном) развитии в неотектонический этап.