Актуальность исследований



бет1/5
Дата14.03.2019
өлшемі1 Mb.
түріАвтореферат
  1   2   3   4   5

Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Мурманский

морской биологический институт Кольского научного центра РАН




На правах рукописи


УДК 551(.242+.311.2+.332+.35.054+

.435.342+.462.32+.463.8+.465)

(268.45/282.247.18/470.21)

Митяев

Максим Валентинович



Позднеплейстоцен-голоценовые морфотектонические

процессы формирования и литодинамические процессы преобразования

рельефа берегов сбросово-глыбового расчленения

на границе Балтийского щита и Кольской микроплиты

Специальность 25.00.25


Автореферат

диссертация на соискание ученой степени

доктора наук

Мурманск – 2017


Работа выполнена в Федеральном государственном бюджетном учреждении науки

Мурманском морском биологическом институте

Кольского научного центра Российской академии наук (ММБИ КНЦ РАН)
Официальные оппоненты:


ведущая организация:

Защита состоится “ ” 20 г. в “ ” часов “ ” мин. на заседании

Специализированного совета по адресу:

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке .


Автореферат разослан “ ” 20 г.



Ученый секретарь диссертационного совета

Актуальность исследований. Повышенное внимание к западному сектору Арктической зоны России, в настоящее время, вызвано многими причинами (научными, экономическими и даже политическими). Можно выделить несколько основных факторов, заставляющих ученых обращать свой взор на северную полярную область Земли:

  1. Арктика является районом глобальных экологических изменений окружающей среды, где они дают знать о себе раньше, чем в других регионах мира (Матишов, 1998, 2000). Существует два фактора глобальных экологических изменений – антропогенный и, естественно, природный. В последние годы большое внимание уделено антропогенному фактору, что привело к возникновению новых научных дисциплин. Наряду с этим значительные достижения достигнуты и в изучении естественно-природных факторов изменения гипергенной оболочки Земли, происходящии под воздействием геолого-геоморфологических и тектонических процессов.

  2. Прибрежная область моря играет важнейшую роль в жизни человечества, благодаря этому в данной достаточно узкой географической зоне интенсивно ведутся биологические, океанографические, экологические и геолого-тектонические исследования. Тектонические процессы определяют конфигурацию этой области и береговой линии, а также ее устойчивое положение. Долговременное функционирование народнохозяйственных объектов и стабильность биоэкологических зон зависят от суммарного эффекта эндогенных и экзогенных геологических процессов.

Накопившийся объем геолого-геоморфологической и тектоно-геофизической информации дает основание говорить о наметившейся тенденции к пересмотру традиционных представлений о тектоническом строении (Минц и др., 1996; Шипилов, Тарасов, 1998) и кайнозойской истории развития (Мусатов, 1996; Аплонов и др., 1996; Грамберг, 1997; Хаин, 1995) всей Западно-Арктической континентальной окраины. Созданы новые модели тектонической эволюции северо-востока Балтийского щита и Баренцевоморской плиты, основанные как на тектоно-плитной, так и на геосинклинальной теории (Хаин, 1995; Минц и др., 1996; Мусатов, 1996; Шипилов, 2010, 2011).

  1. Береговая зона западного сектора Арктической зоны России изучена недостаточно полно и остается много дискуссионных научных проблем. Так, исследователи не пришли к единой точке зрения о роли гляциоизостазии в тектонической эволюции Арктического региона (особенно в дистальных районах оледенения). Часть исследователей полностью отрицает возможность гляциоизостатического поднятия. Нет единого мнения о масштабах последнего оледенения, как на Балтийском щите, так и на шельфе Западно-Арктических морей. Например, в пределах северо-востока Балтийского щита часть исследователей предполагает развитие нескольких самостоятельных ледниковых массивов (Стрелков, 1976; Киселев, 1976; Арманд, Биске, 1965; Евзеров, 1993; Митяев, 1998, 2001, 2014). На шельфе Западно-Арктических морей часть исследователей придерживается гипотезы М.Г. Гросвальда (Гросвальд, 1983; Polyak et al.; 2000, Hughes et al.; 2015, Иванова и др., 2016) о сплошном ледниковом щите, но большинство ученых придерживается модели умеренного растекания материкового льда (Матишов, 1977, 1984; Лисицын, 1994; Мусатов, 1995; Тарасов, 1998, Павлидис, Никифоров, 2007; Митяев, 2014). Есть и третье направление (маринистское), полностью отрицающее возможность существования шельфовых ледников (Чувардинский, 2000).

Работа посвящена обобщению данных о скоростях и направленности постледниковых морфотектонических процессов формирования рельефа северного побережья Балтийского щита. Важная часть диссертации посвящена выявлению и уточнению скоростей отдельных современных экзогенных геологических процессов на Мурманском и Карельском побережьях.

Цель и задачи исследования:

Выявить закономерности позднеплейстоцен-голоценовых морфотектонических и геолого-геоморфологических процессов формирования рельефа и литодинамических процессов преобразования рельефа берегов сбросово-глыбового расчленения (северное побережье Балтийского щита).

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

1. Обобщить материалы по древним береговым линиям Мурманского побережья и восстановить последовательность их формирования.

2. Провести морфоструктурный анализ побережья.

3. Определить скорости экзогенных геологических процессов на Мурманском побережье:

а. абразионного разрушения горных пород в литоральной зоне,

б. эрозии водораздельных пространств,

в. аккумуляции вещества в заливах.

4. Оценить объемы осадочного вещества мобилизуемого на побережье и аккумулируемого в заливах.

5. Выявить факторы, влияющие на пространственно-временные изменения концентраций осадочного вещества и скорость его осаждения на дно заливов.

6. Провести сравнительный анализ запасов и вертикальных потоков осадочного вещества в заливах.

7. Определить состав и физические свойства осаждающегося вещества.

Научная новизна. Впервые получены многолетние натурные данные по активным экзогенным геологическим процессам (эрозии, абразии, аккумуляции) на берегах сбросово-глыбового расчленения. Получены первые данные по физическим свойствам вещества, осаждающегося в заливах Арктических морей. Результаты исследований дополняют и отчасти изменяют представления о скоростях и амплитудах новейших тектонических движений северного побережья Балтийского щита.

Теоретическое значение. Данное исследование дополняет современные представления о начальной стадии седиментогенеза (мобилизация, перенос и аккумуляция) в пределах полярных и приполярных областей Земли. Проведенные работы позволяют по-новому взглянуть на масштабы короткопериодических изменений концентраций и запасов взвешенного вещества в заливах, вклад малых водотоков и абразионного процесса в баланс осадочного вещества на устойчивых к разрушению побережьях. Полученные результаты исследований во многом изменяют существующие представления о роли климатических показателей на современные экзогенные процессы.

Практическая значимость. Знание современных активных геологических процессов на Мурманском побережье имеет значение при инженерном проектировании и строительстве объектов народного хозяйства (ГЭС, дорог, объектов хранения радиоактивных отходов, размещения ядерных гражданских и военных объектов, планируемых нефте- и портовых терминалов и других объектов на побережье). Везде, где необходимо знать скорости и амплитуды тектонических движений (на ближайшее будущее), необходимо изучать закономерности тектонической эволюции территории в голоцене.

Защищаемые положения.

1. В результате снятия ледниковой нагрузки произошла активизация поднятия севера Балтийского щита гляциоизостатической природы, изостатическая компенсация была достигнута к началу атлантической стадии голоцена (примерно 8 т.л.н.). Начиная с атлантической стадии голоцена, на Мурманском побережье происходят тектонические движения, не связанные с оледенением. Высокие средние скорости поднятия в конце позднего плейстоцена – начале голоцена вызваны суммированием гляциоизостатических и собственно тектонических движений. Средняя интегральная скорость поднятия за последние 13 т.л. всего Мурманского побережья оценивается в 13-15 мм/год. Средняя скорость гляциоизостатических движений 23-28 мм/год, собственно тектонических 7-8 мм/год, за последние 4 т.л. скорость поднятия не превышает 6 мм/год.

2. Высокоширотное Мурманское побережье сбросово-глыбового расчленения характеризуется низким (>2 т·км-2·год-1) модулем твердого стока и низкой (>1.5 мкм/год) скоростью эрозии водоразделов, что предопределено геолого-геоморфологическим строением территории и географическим положением региона, и не зависит от изменения среднегодовых климатических показателей на побережье.

3. Скорость абразии крупнообломочного материала на высокоширотных берегах сбросово-глыбового расчленения (Мурманское и Карельское побережья) в литоральной зоне низкая (>0.2 мм/год), скорость абразии уменьшается от верхнего к нижнему литоральному горизонту. Средняя скорость абразии на Мурманском побережье выше скорости абразии близких по составу пород (гранитов, гранит-мигматитов, гранито-гнейсов) в аналогичных литоральных зонах Карельского побережья. Поступление в воды Баренцева моря абразионного материала с Мурманского побережья оценивается в 500 тыс. тонн в год.

4. Губы высокоширотных берегов сбросово-глыбового расчленения (Мурманское и Карельское побережья) характеризуются высокими значениями среднегодовых показателей вертикального потока вещества (>1.0 г·м-2·сут-1). В вертикальном потоке вещества участвует менее 10% от запаса взвешенного вещества в толще воды. В настоящее время в губах Мурманского и Карельского побережий преобладает процесс выноса взвешенного осадочного вещества в открытую акваторию моря.

Фактический материал и личный вклад автора.

В работе представлены данные, полученные автором в береговых и морских экспедициях по Мурманскому побережью в период 1994-2014 гг.

В течение 17 лет, начиная с 1997 г. проводились исследования губ и заливов Мурманского побережья (от полуострова Рыбачий до губы Ярнышная на ГС-410 судне военной гидрографии и от реки Воронья до реки Восточная Лица на МРС “Адмирал” Мурманрыбвода). Всего выполнено около 1000 погонных километров геолого-геоморфологических маршрутов, более 300 погонных километров наблюдений с борта судна, выполнена высотная привязка и описание 7 трансгрессивных стадий, в пределах которых детально изучено 148 террасовых уровней. Проведено около 500 определений дебитов 14 водотоков, в которых отобрано 435 проб для определения концентрации ВВ. В течение 8 лет (продолжительность 2931 суток) проведено 106 наблюдений за абразионным истиранием в общей сложности 34 экспериментальных образцов горных пород на 11 экспериментальных площадках. В губах и заливах побережья отобрано и обработано более 3000 проб для определения концентраций ВВ и ВОВ, проведено 150 наблюдений суточных изменений концентраций ВВ, выполнено 10 суточных и 20 полусуточных (от прилива до прилива и от отлива до отлива) станций наблюдений за короткопериодическими изменениями концентрации ВВ. Выполнено 110 наблюдений (продолжительностью 6838 суток) за вертикальными потоками вещества.

Проведены оригинальные морфоструктурные исследования, дешифрирование космо- и аэрофотоснимков Мурманского побережья. Проведено обобщение опубликованных данных по геологическому строению, неотектонике и геоморфологии региона.



Апробация работы.

Основные положения диссертации докладывалась на научных конференциях ММБИ РАН:



    1. «Биологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях океанического перигляциала» (Мурманск, 1996),

    2. «Морской перигляциал и оледенение Баренцево-Карского шельфа в плейстоцене» (Мурманск, 1998),

    3. Вековые изменения морских экосистем Арктики. Климат, морской перигляциал, биопродуктивность (Мурманск, 2000)

    4. «Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала» (Мурманск, 2001),

    5. «Комплексные исследования природы Шпицбергена» (Мурманск, 2002-2005 гг.),

    6. «Глобальные климатические процессы и их влияние на экосистемы арктических и субарктических регионов» (Мурманск, 2011),

    7. «Природа морской Арктики: современные вызовы и роль науки» (Мурманск, 2010),

    8. «Природа шельфа и архипелагов европейской Арктики» (Мурманск, 2008, 2010),

    9. «Эволюция морских и наземных экосистем в перигляциальных зонах» (Ростов-на-Дону, 2004).

    10. Арктическое морское природопользование в XXI веке – современный баланс научных традиций и инноваций (Мурманск, 2015)

На научных конференциях, организованных ИО РАН, ЗИН РАН, МГУ, РГУ нефти и газа, Института экологических проблем севера УрО РАН, ГИ КНЦ РАН, КарНЦ РАН:

  1. «Школа по морской геологии» (Москва, 2007, 2009, 2011, 2013, 2015 гг.),

  2. «Геодинамика и геологические изменения в окружающей среде северных регионов» (Архангельск, 2004),

  3. «Новые и традиционные исследования в геоморфологии» (Москва, 2005),

  4. Экологические исследования беломорских организмов (Картеш, 2007)

  5. «КВАРТЕР во всем его многообразии» (Апатиты, Санкт-Петербург, 2011),

  6. «Проблемы изучения, рационального использования и охраны природных ресурсов Белого моря» (Петрозаводск, 2013),

  7. «Морская биология, геология, океанология – междисциплинарные исследования на морских стационарах» (Москва, 2013)

  8. «Эволюция осадочных процессов в истории Земли» (Москва, 2015).

Так же материалы были представлены на полярных симпозиумах в Польше:

Polar session: Arctic Natural Envizonment Problems (Lublin: 1994, 1995, 1997, 1998, 1999, Gdinja, 2004)



Публикации

По теме диссертации в научных журналах (Арктика и Антарктика, Доклады АН, Океанология, Геоморфология, Водные ресурсы, Литология и полезные ископаемые, Вопросы промысловой океанологии) и сборниках опубликовано более 40 работ, в том числе в 14 рекомендованных ВАК. В двух монографиях автора и в четырех коллективных монографиях ММБИ.



Структура работы

Диссертация состоит из введения, 6 глав, заключения и списка литературы. Рукопись содержит 277 страниц, 23 таблицы, 134 рисунка. Список литературы включает 283 наименований, в том числе 29 на иностранных языках.

Автор благодарит за помощь, ценные советы и консультации академика РАН Матишова Г.Г., д.г-м.н. Шипилова Э.В., д.г-м.н. Левитана М.А., д.г-м.н. Тарасова Г.А., к.г-м.н. Шевченко В.П., к.г-м.н. Погодину И.А., к.г.н. Хасанкаева В.Б., д.б.н. Бергера В.Я., д.б.н. Макарова М.В., к.б.н. Корсуна С.А., к.б.н. Дружкова Н.В., к.б.н. Дружкову Е.И., к.б.н. Малавенда С.С., к.б.н. Малавенду С.В.

Автор признателен всем сотрудникам лаборатории альгологии ММБИ и ее руководителю д.б.н. Воскобойникову Г.М., в общении с которыми рождались новые идеи и пути их решения. Отдельно хочется поблагодарить к.г.н. Герасимову М.В. за помощь, советы и терпение.



Содержание работы

Глава 1. Материалы и методы.

Оценка современных эндогенных движений основана на 3 независимых группах методов.

Первая группа методов основана на анализе древних береговых линий и включает обобщение литературных данных по Мурманскому побережью, дополненных авторскими материалами геолого-геоморфологических маршрутов и морфоструктурных построений.

Авторские материалы включают:

визуальные наблюдения береговой линии от полуострова Рыбачий до устья р. Восточная Лица, более 300 погонных километров;

маршрутные геолого-геоморфологические наблюдения (более 1000 погонных километров) древних береговых линий (на полуострове Рыбачий, острове Кильдин, на водосборах рек и ручьев Мурманского побережья (Западная Лица, Ура, Териберка, Воронья, Зарубиха, Оленка, Рында, Золотая, Харловка, Воятка, Восточная Лица, Ярнышный, Зеленецкий, Собачий, Трящина, Вящина). Маршруты осуществлялись от берега моря вглубь полуострова по депрессиям (до 10-12 км), в ходе маршрутов определялось количество террасовых уровней и береговых валов, их превышения над руслом. Проведена высотная привязка и описание 148 террасовых уровней (на 50 террасах проведено описание рыхлых отложений). На острове Кильдин выполнены радиоуглеродные датировки раковин моллюсков из отложений террас бассейна тапес. Определение радиоуглеродного возраста выполнено в лаборатории 14С   датирования университета г. Лунд, Швеция. Радиоуглеродный возраст пересчитан в календарный возраст, с использованием стандартной калибровочной процедуры CALIB. При этом δ13С не измерялась, поэтому при вычислениях она была принята равной среднему для морских карбонатов значению +1‰. Выполнена детальная геолого-геоморфологическая съемка двух прибрежных участков (губа Ярнышная – губа Порчниха и междуречье р. Рында и р. Золотая);

Вторая группа методов основана на изучении около 700 проб озерных отложений, в интерпретации данных использовались радиоуглеродные датировки органических остатков, выполненных в США (Snyder, 1997). Донные отложения озер отбирались в зимних условиях со льда путем вдавливания пластиковой трубы с вакуумной заглушкой. Далее поднятая трубка разрезалась вдоль, затем из нее доставались донные отложения. В осадке традиционными методами изучались литологический, минеральный и гранулометрический состав, а также определялись физико-механические свойства.

Третья группа методов основана на изучении продольных профилей четырнадцати водотоков Мурманского побережья.

Параллельно стандартными апробированными методами проводилось морфоструктурное изучение побережья, включающее: исследование распределения основных элементов орогидрографии, анализа вертикальной, общей расчлененности и мегатрещиноватости рельефа, дешифрирование космических снимков (КС) и топографических карт, анализ извилистости современной береговой линии моря. На участке берега от устья р. Воронья до р. Оленка пройдены геологические маршруты, целью которых являлась заверка выделенных линеаментов с разломами (картировались дайки основных пород и бластомилониты, трассирующие разрывные нарушения). По результатам дешифрирования КС и топографических карт построена единая карта рельефообразующих структур, полученная схема стала основой для изучения разрывной тектоники (мегатрещиноватости). Анализ мегатрещиноватости Мурманского побережья проводился по методике Гольбрайх И.Г. с соавторами (1968).

При исследовании взвешенного вещества водотоков первой операцией было определение дебита водотоков, который вычислялся через скорость течения воды и площади сечения русла в замыкающем створе. Проведено более 500 регулярных наблюдений дебита водотоков в 14 водотоках, еще в 20 водотоках проведены единичные замеры дебита в весенне-летний период года.

В замыкающем створе водотоков производился отбор проб для изучения взвешенного вещества. Отбор проб осуществлялся апробированным в мировой практике методом. Фильтрация проб воды проводилась через предварительно взвешенные ядерные фильтры с размером пор 0.45 мкм и диаметром рабочей поверхности фильтра 47 мм. Фильтры с взвесью высушивались в сушильном шкафу при температуре +40-60°C до постоянного веса и повторно взвешивались на электронных весах с точностью до 0.00001 грамма. Всего отобрано и проанализировано 435 проб.

Исследования взвешенного вещества и дебита водотоков проводились круглогодично в 1997-2003 гг., в дальнейшем – до сентября 2014 г. в весенне-летне-осенний период года.

При исследовании взвешенного вещества в заливах пробы морской воды отбирались с борта резиновой шлюпки пластиковым литровым либо полтора литровым батометром в чистую емкость объемом 1-2 л. Исследовалось пространственное (латеральное и вертикальное) распределение ВВ в заливах (в поверхностном и придонном слоях воды и на горизонтах 5, 10, 15 и 30 м). Изучалось изменение содержания взвеси за сутки, в зависимости от фазы приливо-отливного цикла и метеоусловий, особое внимание было уделено короткопериодическим (3 часа – половина приливной фазы) изменениям содержания ВВ. В лабораторных условиях пробы воды фильтровались под вакуумом через предварительно взвешенные ядерные фильтры с размером пор 0.45 мкм и диаметром 47 мм. После фильтрации фильтры промывались дистиллированной водой и высушивались до постоянного веса при температуре 60оC. Содержание ВВ определялось с точностью до 0.00001 грамма.

Для определения содержания Сорг в лабораторных условиях пробы воды первоначально фильтровались через мельничный газ с диаметром ячеи 100 мкм, для отделения зоопланктонных организмов. Затем пробы объемом 1.5-3 л фильтровались под вакуумом через стекловолокнистые фильтры (Labfilter, CША) с диаметром пор 1 мкм и диаметром 47 мм. Далее фильтры с веществом сушились при температуре 55-65°С до постоянного веса и подвергались бихроматному окислению (Остапеня, 1968; Гигиняк, 1979). Концентрация Сорг рассчитывалось как среднеарифметическое значение из 3-8 определений. Полученные величины концентрации органического углерода (мг С/л) пересчитывались в общее содержание ВОВ (Скопинцев, 1950; Бергер и др., 2016). После определения концентрации ВВ и ВОВ производился расчет «валового» запаса этих компонентов над 1 м2 морского дна и «чистого» запаса вещества в нефелоидном слое воды.

Исследование ВВ в заливах Мурманского побережья было начато в 1997 г. Систематические наблюдения изменений содержания ВВ в двух губах Баренцева моря проводились в течение 2007-2014 гг. (губа Дальнезеленецкая и губа Ярнышная), синхронно аналогичные исследования проводились в губе Чупа (Карельское побережье Белого моря).

Всего отобрано и проанализировано около 3000 проб ВВ и ВОВ, проведено 150 наблюдений межсуточных изменений концентраций ВВ, выполнено 10 суточных и 20 полусуточных (от прилива до прилива и от отлива до отлива) станций.



Вертикальные потоки осадочного вещества в заливах изучались с помощью малых седиментационных ловушек (МСЛ). МСЛ представляет собой два винипластовых цилиндра диаметром 130-146 мм и высотой рабочей поверхности 580 см. Нижняя часть цилиндров заканчивается конической вставкой, в которую ввинчиваются полиэтиленовые флаконы емкостью 0.5-1 л. Перед постановкой во флаконы добавляли 20 мл 40% формалина и 100 мл насыщенного раствора NaCL. Постановка МСЛ осуществлялась стандартным способом на 6 мм фал с якорем весом 20-40 кг и двумя буями: притопленным и маркерным, подъемной силой 10 и 2 кг, соответственно. МСЛ устанавливалась в 6-8 м от морского дна.

Спускоподъемные операции проводились вручную с борта моторного катера и весельной лодки. Сразу после подъема МСЛ флаконы с осадочным веществом отворачивали, добавляли 50 мл 40% формалина и закрывали крышками. В лабораторных условиях, в первую очередь, проводилось отделение заплывших и заползших животных. Далее проводилось определение организмов зоо- и фитопланктона по стандартным методикам (Федоров, 1979). После определения планктонных организмов осадочное вещество переводилось в мерный цилиндр, и отстаивалось в течение десяти дней для определения объема вещества. Удаление морских солей и формалина проводилось методом осаждения вещества на центрифуге при скорости 2500 об/мин в течение 20 минут, при пятикратном повторении. Затем вещество высушивалось в термостате при температуре 104-105°С и взвешивалось с точностью до 0.001 грамма, после чего изучалось под микроскопом Zeizz Axio Imager.D2 и бинокуляром МБС-10.

Всего выполнено 110 наблюдений за вертикальными потоками вещества, при общей продолжительности экспозиции МСЛ 6838 суток.

Абразионный процесс. Экспериментальные работы по изучению абразионного разрушения крупнообломочного материала были начаты летом 2004 г., когда в губе Дальнезеленецкая Баренцева моря, в средней литоральной зоне южного берега бухты Оскара было поставлено три экспериментальных образца. Экспериментальный материал, две глыбы и один валун, был выбран одного петрографического состава (гранит-мигматит), но разной формы. Выбор гранит-мигматитов обусловлен тем, что данные породы более чем на 90% формируют Мурманское побережье. В 2006 г. на северо-западном берегу бухты Оскара на разных литоральных горизонтах (верхней, средней и нижней) было поставлено еще девять глыб того же петрографического состава, а так же глыбы габбро-диабаза и крупнокристаллического микроклинового гранита. Основное внимание при выборе экспериментального материала было уделено формам крупнообломочного материала (кубической, сферической, плитчатой и пирамидальной), так как петрографический состав коренных пород, слагающих Мурманское побережье, очень однороден. Всего в течение 8 лет (общая продолжительность 2931 суток) проведено 106 наблюдений за абразионным истиранием 34 экспериментальных образцов горных пород на 7 экспериментальных площадках.

В 2012 г. был заложен полигон на о-ве Жилой в бухте Дальний пляж. Здесь на четырех площадках (в нижней, на двух уровнях средней и в верхней литоральных горизонтах) было выставлено 12 экспериментальных образцов горных пород. Выставлялись образцы полнокристаллического гранита, гранит-мигматита и габбро-диабаза. Каждый тип горной породы представлен глыбовым и валунным материалом. Общая продолжительность наблюдений на острове составляет 715 суток, получено 24 измерения абразионного разрушения. Полигон расположен среди валунно-галечной литоральной фации, охватывает всю ширину литоральной зоны, защищен от ветров северного направления и подвержен воздействию приливо-отливных течений.

Параллельно аналогичные исследования проводились в губе Чупа и Медвежья Кандалакшкого залива Белого моря, где в течение 8 лет исследовалось 20 экспериментальных образца горных пород различного петрографического состава (амфиболиты, сланцы, гнейсы, гнейсо-граниты, пегматиты и жильный кварц).

Вес экспериментального материала определяли на аналитических весах с точностью до пяти граммов, площадь плоскостей глыб определялась измерительными приборами (курвиметром и штангенциркулем) с точностью до 10 мм2. Площадь поверхностей валунов аппроксимировали эллипсоидом вращения и вычисляли площадь.



Глава 2. Обзор опубликованных материалов.

Представлен обзор опубликованных материалов по геологии, геоморфологии и тектонике (включая неотектонику) Мурманского побережья.

Ранние наблюдения над древнебереговыми линиями на Кольском полуострове восходят к XIX веку (Бетлинг, 1840; А. Миддендорф, 1860; Н.В. Кудрявцев, 1880; В. Фауссек 1881). Первые систематические наблюдения морских террас на Кольском полуострове были осуществлены В. Рамсеем (1898). Большой вклад в изучение геологии, геоморфологии, тектоники (включая неотектонику) в ХХ веке внесли: В. Таннер, В.П. Зенкович, А.А. Полканов, Г.Д. Рихтер, М.А. Лаврова, А.А. Никонов, А.Д. Арманд, Н.И. Апухтин, Г.С. Бискэ, М.К. Граве, Б.И. Кошечкин, В.Я. Евзеров, С.И. Макиевский, В,А, Токарев, М.Т. Козлов, В.А. Перевозчикова.

В конце ХХ, начале ХХI века современную тектонику и геоморфологию Мурманского побережья изучали И.Г. Авенариус, Г.А. Тарасов, Д. Снайдер, Е.Е. Мусатов, Ю.Е. Мусатов, М.В. Митяев, В.Г. Чувардинский, В.Я. Евзеров.

Анализ рассмотренных материалов по тектоническим и неотектоническим движениям земной коры Кольского полуострова позволяет отметить различную степень достоверности имеющихся данных и неравноценность в обеспечении фактическими наблюдениями получивших распространение схем. Не получили однозначного решения вопросы, позволяющие выявить главные черты движений поздне- и послеледникового времени, не дана однозначная оценка роли гляциоизостазии в тектоническом режиме и не установлены соотношения гляциоизостатической и собственно тектонической компоненты движений. Исследователи не пришли к единому мнению о соотношении плана и темпа движений земной коры на предшествующих этапах неотектонического развития, их связи с докембрийским структурным планом и элементами глубинного строения.

Значительно меньше опубликованных материалов по современным экзогенным процессам на Мурманском побережье. Вероятно, первые наблюдения над абразией берегов выполнил В.П. Зенкович (1937).

Отдельные современные экзогенные процессы на Мурманском побережье и прилегающем шельфе Баренцева моря изучали Г.А. Тарасов, В.Л. Мясников, А.Г. Карельская, А.П. Афанасьев, В.В. Колька, А.П. Бурдыкина, И.И Великорецкая, Е.А. Галкина, В.С. Гунова, Л.Я. Самсонова, Л.В Яковлева, М.В. Митяев, М.В Герасимова и многие другие.

В целом оценивая опубликованный материал, можно констатировать небольшой объем фактических данных и неравномерность его распределения.



Глава 3. Климатические особенности Мурманского побережья.

Приведены данные по температуре воздуха, количеству атмосферных осадков и часов солнечного сияния, скорости и направлению ветра (Митяев, 2014).

Центральные районы Мурманского побережья характеризуются:


  1. Среднемноголетней годовой температурой воздуха 0.6оС, σ=1.01.

  2. Среднемноголетней годовой суммой атмосферных осадков 593 мм, σ=113.

  3. Среднемноголетней годовой скоростью ветра 7.2 м/с, σ=0.93, резким преобладанием юго-западных ветров (225о).

  4. Среднемноголетним годовым количеством часов солнечного сияния 1118, σ=270.

Определены границы сезонов года. Проведено сравнение с аналогичными показателями в районе полярного круга в северной Карелии (рис. 1).

Показана цикличность изменения среднегодовых температур воздуха на побережье выделено два теплых и один холодный периоды времени, влияющие на скорость денудации.



Рис. 1. Среднемноголетняя продолжительность сезонов года.

Приведены данные по мощности слоя промерзания и оттаивания на Мурманском побережье. Показаны изменения соотношения этих слоев и их связь с эволюцией климата.

В заключение главы представлены основные закономерности изменения климатических показателей на Мурманском побережье за последние 65 лет.



Глава 4. Краткий очерк геолого-тектонического строения

4.1. Метаморфические породы Мурманского гранит-мигматитового пояса

Если породами архейского возраста сложено ~70% Кольского полуострова, то Мурманское побережье сложено ими более чем на 90%. Мурманский массив гранитоидов (гранит-мигматитовый пояс) протягивается широкой (60-70 км) зоной от Варангер-фиорда до Горла Белого моря, длина зоны около 600 км. В строении массива принимают участие различные гранитоиды и мигматиты (Геология …, 1958, Минц и др., 1996, Митяев, 2014).

Характерной особенностью пород Мурманского пояса является проявление позднеархейско-раннепротерозойского регионального метаморфизма (2.8-2.7 млрд. лет в центральной части и 2.6-2.4 млрд. лет в юго-восточной части), сопровождаемого образованием куполов (Минц и др., 1982).

Процессы метаморфизма затронули все первичные комплексы пород, не позволяя установить изначальное строение толщи. Считается, что первичные породы относятся к кольской свите нижнего архея и представлены двупироксен-плагиоклазовыми кристаллосланцами, эндербитами и амфиболитами. По времени формирования кристаллосланцы относятся к раннеархейскому периоду (возраст более 2.8 млрд. лет), а дислоцированы они в эпоху саамского диастрофизма. С комплексом кристаллосланцев и амфиболитов тесно связаны железистые сланцы и кварциты, которые относятся к позднеархейским образованиям «качаловской» толщи с возрастом 2.6-2.5 млрд. лет (Минц и др., 1996).

В пределах Мурманского побережья отдельно откартированы верхнеархейские-нижнепротерозойские образования разной степени гранитизации. Повсеместно распространены плагиоклазовые, микроклиновые и олигоклазовые граниты, гранодиориты и мигматиты. В пределах Мурманского пояса встречаются граносиениты, диориты и сиениты (Геология …, 1958).

Западней Фиордо-Озерной зоны разломов в составе Мурманского массива преобладают олигоклазовые гранитоиды. Восточней Святоноско-Стрельнинской зоны разломов состав пород меняется на мигматизированные амфиболиты и гнейсы «качаловской» толщи. На юго-востоке Мурманский массив граничит с верхнеархейскими- нижнепротерозойскими габбро-анортозитами и гранат-биотитовыми гнейсами Титовско-Кейвской зоны, на юго-западе ‒ с амфиболитами, сланцами и гнейсами Колмозеро-Вороньего пояса. Северной границей Мурманского массива служит зона разлома Карпинского. По зоне разлома Карпинского происходит контакт архейско-нижнепротерозойских пород Балтийского щита с верхнепротерозойскими породами фундамента Баренцевоморской плиты (Богатский и др., 1996).

Исследователи расходятся в вопросе о генезисе Мурманского массива гранитоидов. Одни считают его массивом, содержащим ксенолиты архейских гнейсов, другие ‒ пластовым телом и главную роль в его формировании отводят процессам палингенеза и гранитизации. Существует еще одно представление о Мурманском массиве, как о глубоко эродированной зоне активной континентальной окраины (Литосфера …, 2001).

4.2. Магматические породы (дайки основных пород).

Характерной особенностью Мурманского побережья является широкое развитие даек основных пород. При геологическом изучении этих пород было установлено, что они встречаются как в форме даек и штокообразных тел, так и в форме неправильных тел. Магматические тела слагаются диабазами и габбро-диабазами, реже встречаются габбро, габбро-пироксениты, пироксениты и порфириты. Отличительной особенностью всех дайковых тел является выдержанное залегание “роев” и крутое падение контактов (Геология …, 1958).

Петрографический состав пород, слагающих дайки, разнообразен: кварцевые, энстатит-кварцевые, оливин-энстатитовые, оливиновые и витрофировые диабазы, диабазовые порфириты. Значительно реже встречаются габбро, перидотиты и пироксениты.

4.3. Позднечетвертичные отложения Мурманского гранит-мигматитового пояса

Чехол четвертичных отложений Мурманского побережья небольшой мощности (редко превышает первые десятки метров) и стратиграфического диапазона (поздний плейстоцен-голоцен). Наибольшим распространением пользуются элювиально-делювиальные и гляциальные, меньше развиты болотные и озерные, локально – морские, аллювиальные, флювиогляциальные, коллювиальные и озерно-ледниковые отложения.



4.3.1. Микулинские отложения верхнего плейстоцена

Это морские и солоноватоводные отложения межледникового периода (Лаврова, 1960).



4.3.2. Верхнеплейстоценовые гляциальные отложения

Отложения донной морены легко разделяются на два типа. Первый располагается на водораздельных пространствах и представляет собой нагромождение крупных валунов. Второй располагается вдоль бортов депрессий, формируя равнинные участки и террасовидные поверхности.

В долинах рек Титовка, Западная Лица, Ура и в междуречье р. Западная Зарубиха – р. Климковка ледниковые отложения формируют холмисто-западинный рельеф, в строение которого принимают участие озы и камы. Холмисто-западинный рельеф формируют бесструктурные ледниковые отложения, представленные несортированным глинисто-песчано-валунным материалом. В строении отложений камов и оз нередко наблюдается переслаивание глинисто-песчаных, песчаных, песчано-гравийных и галечно-валунных отложений (Никонов, 1967).

4.3.3. Позднеплейстоценовые флювиогляциальные отложения

Флювиогляциальные отложения, сформированные в поздневалдайское и послеледниковое время, на Мурманском побережье развиты локально и только в низовьях крупных рек (Западная Лица, Кола, Териберка, Воронья, Рында и Харловка). Отложения сложены песчаным, гравийным и валунно-галечниковым материалом флювиогляциальных дельт и озов. Мощность отложений достигает 20 м (Лаврова, 1960).



4.3.4. Верхнеплейстоцен-голоценовые озерно-ледниковые отложения

В озерах расположенных ниже верхней морской границы вскрываются верхнеплейстоцен-голоценовые отложения ледниково-озерного генезиса – ленточные глины, мощностью до 0.5 м (Митяев, 2014).



4.3.5. Голоценовые отложения

4.3.5.1. Морские

Голоценовые морские отложения развиты вдоль всего северного побережья Кольского полуострова. Отложения слагают террасы и береговые валы, расположенные на разных гипсометрических уровнях. Террасы сложены песчаным разнозернистым материалом нередко с галькой, гравием и мелкими валунами. В отложениях хорошо выражена горизонтальная и косая слоистость, иногда наблюдаются глинистые горизонты, изредка в отложениях присутствуют биогенные остатки (раковины моллюсков и фораминифер, диатомовые водоросли, споры и пыльца). Береговые валы представляют собой линейно вытянутые насыпи из хорошо окатанных валунов с гравийно-галечным заполнителем. Ширина их редко превышает первые метры.

Морские отложения вскрыты в некоторых озерах. Они перекрыты озерными отложениями; вероятно, это отложения палеозаливов (Митяев, 2014).

4.3.5.2. Озерные

Озерные отложения широко развиты на Мурманском побережье, занимая около 30% территории. Чаше всего озерные отложения имеют зональное строение, как бы окаймляя депрессионные котловины. Широко распространены валунно-гравийные и песчаные отложения. Пески формируют пляжи и выстилают дно мелководных озерных бухт. Общая площадь развития каменистых и песчаных отложений изменяется от 36% до 100% (Тарасов и др., 1996).

Плесовые и центральные участки крупных озер слагают мелкоалевритовые и алевритово-глинистые отложения мощностью до 5 м, обогащенные органическим веществом – сапропели.

4.3.5.3. Болотные

Заболоченность Мурманского побережья значительна и достигает 10%. Наряду с заболоченными понижениями рельефа, на территории развиты верховые и низовые болота.

В крупных болотных массивах создаются условия интенсивного разложения органических остатков и формирования торфа, хотя залежи его маломощны. Помимо торфов в болотах формируются гумусово-сапропелевые, реже торфосодержащие мелкоалевритово-глинистые отложения.

4.3.5.4. Аллювиальные

На Мурманском побережье достоверно не известно ни одной аллювиальной террасы. Аллювиальные отложения формируют поймы и русловые фации. Русловой аллювий сложен песчано-галечным, галечным, валунным, реже песчаным материалом, пойменный аллювий чаше всего сложен песком. Мощность русловых и пойменных фаций редко превышает 1 м.



4.3.5.5. Элювиально-делювиальные

Элювиально-делювиальные отложения почти сплошным чехлом перекрывают значительную часть Мурманского побережья. Элювиальные и делювиальные отложения трудноотделимы друг от друга, как по разрезу, так и по простиранию. На вершинах элювий представлен крупно-глыбовыми россыпями, а в делювии часто присутствует песчано-щебнистый материал. На пенепленизированных водоразделах встречается элювиальная кора выветривания, с плохо развитым профилем.



4.3.5.6. Коллювиальные

В основании крутых склонов и тектонических уступов почти повсеместно наблюдается грубообломочный коллювиальный материал. Особенно много свежего, незатронутого экзогенными процессами коллювиального материала у береговой линии моря. Вдоль тектонических бортов озерных котловин коллювиальный материал часто неотделим от делювиальных и ледниковых отложений. Коллювий представлен остроугольными глыбами до нескольких метров в поперечнике.

4.4. Краткий очерк тектонического строения Мурманского гранит-мигматитового пояса

Мурманский гранит-мигматитовый пояс формирует Мурманский антиклинорий, входящий в состав Балтийского щита (рис. 2). Мурманский антиклинорий представляет собой крупный тектонический блок, погружающийся в северо-западном и юго-восточном направлениях. Характерной особенностью блока является небольшая мощность континентальной земной коры (30-37 км) и гранитного слоя (8-9 км). В тектоническом плане – это стабильный блок нижнего архейского яруса, сложенный породами архейско-раннепротерозойского возраста и разбитый сложной сетью разломов различного времени заложения и активизации. С юга и юго-запада по зоне Северо-Кейвского глубинного разлома Мурманский антиклинорий поднят и срезает структуры саамид Центрально Кольского антиклинория и карелид Кейвской синклинальной зоны. С востока по зонам Восточно-Кейвского и Устье-Понойского глубинных разломов Мурманский антиклинорий отделен от саамид Святоноско-Понойского антиклинальной структуры. С севера зона разлома Карпинского отделяет архейский структурный ярус от позднепротерозойского фундамента Баренцевоморской плиты.



Рис. 2. Районирование раннедокембрийских структур северо-востока Балтийского щита (Минц и др., 1996)

МП – Мурманский гранит-мигматитовый пояс, БП – Беломорский гнейсовый пояс; Гранулито-гнейсовые пояса: ЦКП – Центрально-Кольский, КП – Кандалакша-Колвицкий, ЛСП – Лапландско-Сальнотундровский, ККП – Карайок-Куолаярвинский; Пояса верхнеархейских амфиболито-гнейсов и нижнепротерозойских гранитоидов: ТП – Терский пояс, ИАП – Инари-Аллареченский пояс; КГЗБ – Карельский гранит-зеленокаменный блок и КВП –Колмозеро-Вороньевский зеленокаменный пояс; Раннепротерозойские осадочно-вулканогенные пояса: СКП – Северо-Карельский, ПС – Печенгский, ИВС – Имандра-Варзугский;Блоки, зоны сложного строения: КБ – Кейвский блок, ТКЗ – Титовско-Кейвская зона.

Тектоническое районирование Мурманского антиклинория достаточно условно, в связи с высокой степенью метаморфизма пород. Выделяются следующие структурные элементы:

1. Кольский антиклинорий, Зеленецкая группа антиклиналей, Воронинский и Нижневоронинский антиклинории, Восточно-Лицевский антиклинальный перегиб, Бабруческо-Варзинореченская группа антиклиналей.

2. Захребетная впадина, Териберско-Пачозерская область прогибаний, Воронинская синклиналь.

Границы структурных форм в большинстве случаях тектонические (взбросы и сбросы), южный контакт Мурманского антиклинория, вероятно, надвиговой кинематики.

Многочисленные дизъюнктивные структуры различного масштаба дробят, пересекают и ограничивают структурные формы Мурманского антиклинория.

В дизъюнктивной тектонике ведущая рельефообразующая роль принадлежит зонам глубинных разломов. Нами принимается схема глубинных разломов, разработанная М.Т. Козловым (Козлов, 1979). В пределах Мурманского побережья основными зонами рельефообразующих глубинных разломов являются: Карпинского, Северо-Кейвский, Цагинский, Хибино-Харловский, Териберский глубинные разломы, зоны разломов глубокого заложения Фиордо-Озерная, Стрельницко-Святоноская, Харловка-Енозерская, Зеленецко-Верхнеиоканьгская, Печенгский и Гранитный. Возраст заложения главных глубинных разломов определяется как раннепротерозойский, а разломы глубокого заложения формировались в позднем и среднем протерозое. Омоложение всех разломов продолжалось длительное время, включая мезозой и кайнозой (Козлов, 1979).

Небольшие разрывные нарушения хорошо выражены в рельефе, трассируются дайками диабазов, пегматитов, реже - зонами милонитизации и дробления, фиксируются в геофизических полях аномалиями и градиентами полей. На Мурманском побережье встречаются разрывные нарушения всех направлений, но преобладают разрывные нарушения северо-западного и субмеридионального направления.



4.5. Разрывная тектоника Мурманского гранит-мигматитового пояса

Мурманская антиклиналь представляет собой структуру, завершившую свое формирование, что позволяет детально изучать разрывную тектонику, хорошо выраженную в современном рельефе. Отсутствие в Мурманском побережье слоистых пород затрудняет оценку амплитуд новейших перемещений по разрывным нарушениям. Тем не менее, вертикальные тектонические смещения хорошо проявлены у береговой линии моря и в бортах озерных котловин.

Горизонтальные тектонические перемещения, составляют первые сотни метров (до первых километров), отчетливо фиксируются на аэрофотоснимках и топографических картах по изменениям плановой ориентировки долин и русел эрозионной сети, а так же водоразделов.

На космических снимках отчетливо выделяются системы крупных региональных разломов. На мелкомасштабных космических снимках Мурманское побережье отличается от сопредельных территорий серым фототоном, и крапчатой структурой (рис. 3). На мелкомасштабных космофотоснимках и среднемасштабных аэрофотоснимках отчетливо дешифрируются рельефообразующие дизъюнктивные структуры, особенно взбросо-сбросовой кинематики.



Рис. 3. Схема дешифрирования КС Кольского полуострова (масштаб 1:10 000 000).

1 – граница Балтийского щита, 2 – региональные разломы, 3 – границы областей с разным фототоном,

4 – Мурманское побережье, 5 – позднепротерозойские породы.



4.5.1. Мегатрещиноватость Мурманского гранит-мигматитового пояса

Под мегатрещиноватостью следует понимать линейные и дуговые структуры, выраженные в дистанционных материалах, имеющие явную связь с тектоникой территории, но без полевого подтверждения разрывной кинематики.

Мегатрещины густой сетью пронизывают побережье; подавляющее их количество четко выражено в ландшафтно-геологической среде.

Густота мегатрещиноватости Мурманского побережья изменяется от 0.08 до 0.70 км/км2, в целом уменьшаясь с севера на юг. В центральной части Мурманского побережья (от устья р. Климковка до Святоноского залива) вдоль береговой линии выделяется единая аномальная зона густоты мегатрещиноватости. С запада от нее расположена Западнолицевско-Кольская аномалия изометричной формы, с общим субмеридиональным простиранием, с востока – Лумбовская аномалия, приуроченная к береговой зоне, с общим северо-восточным простиранием.



Рис. 4. Схема густоты мегатрещиноватости Мурманского гранит-мигматитового пояса

Сплошные изолинии – через 0.1 км/км2, пунктирные: 0.25, 0.35 км/км2.

Центральная аномальная зона мегатрещиноватости ограничена с запада и востока субмеридионально ориентированными зонами низких значений густоты мегатрещин и контрастными градиентами. Центральную аномальную зону формируют пять аномалий с одним общим свойством – максимумы густоты мегатрещин приурочены к осевым частям аномалий.

Выделяются следующие аномальные районы мегатрещиноватости (с запада на восток): Западнолицевско-Кольский, Териберский, Воронья-Харловский, Верхнехарловский, Восточнолицевский и Ивановско-Святоноский.

Западнолицевско-Кольская аномалия расположена в западной части Мурманского побережья. В аномальном районе наблюдается уменьшение густоты мегатрещин от береговой линии вглубь полуострова (рис. 4). Лумбовский аномальный район резко отличается от аномалий Мурманского побережья. Прежде всего, район представляет собой градиентную зону, отделяющую береговую зону от внутренних территорий. Во-вторых, в аномалии происходит резкая смена ориентировки мегатрещин с северо-восточного простирания на субмеридиональную (рис. 4).

В Западнолицевско-Кольском и Лумбовском районах максимальные значения густоты мегатрещин приурочены к береговой зоне, что отличает их от Центральной аномальной зоны.

Таким образом, в поле густоты мегатрещиноватости на Мурманском побережье выделяется три области: западная (от р. Западной Лицы до р. Западная Зарубиха), центральная (от р. Климковка до р. Восточная Лица) и восточная (от губы Ивановская до Святоноского залива). Границами областей и поля густоты мегатрещин Мурманского побережья служат зоны пониженных значений плотности мегатрещин и градиентные зоны: Титовская, Фиордо-Озерная, Хибино-Харловская и Святоноско-Стрельнинская.

Опираясь на эмпирическую закономерность, что в блоках с наибольшими напряжениями земной коры фиксируются максимальное количество разломов и трещин (Гольбрайх и др., 1968) нами проведена классификация аномальных районов. За точку отчета выбран Териберский район, со средними значениями густоты мегатрещин для всего Мурманского побережья. Выделено четыре типа районов:

1 – интенсивных поднятий (Ивановско-Святоноский);

2 – средних поднятий (Западнолицевско-Кольский, Воронья-Харловский и Верхне-Харловский);

3 – стабильный (Териберский);

4 – относительных опусканий (Восточнолицевский).

Контрастность градиентных зон поля мегатрещиноватости позволяет выделить на Мурманском побережье три разновидности разрывов земной коры по запасу потенциальной энергии:

1 – небольшого запаса энергии (Титовский и Фиордо-Озерный) – <0.15 км/км2

2 – среднего запаса энергии (Цагинский и Святоноско-Стрельнинский) – 0.15-0.25 км/км2

3 – большого запаса энергии (Титовско-Кейвский, Карпинского, Хибино-Харловский и Ивановский) – >0.25 км/км2.

На обобщенных розах-диаграммах хорошо видно, что в зонах, ограничивающих аномальные районы, четко выражены два направления: северо-западное и субмеридиональное. Все остальные направления имеют жестко подчиненное значение. В аномальных районах также преобладают два направления, но эти направления относятся к ортогональной системе.

Сравнительный анализ схемы активных дизъюнктивных зон с разрывной тектоникой Кольского полуострова выявляет большое сходство выделенных зон с глубинными разломами (с запада на восток): Титовским, Фиордо-Озерным, Хибино-Харловским, Святоноско-Стрельнинским и Цагинским. Не находит отражение Ивановская зона мегатрещиноватости северо-восточного простирания.

Таким образом, Мурманское побережье имеет блоковое строение, а на границах блоков происходит разрядка эндогенных напряжений.



4.5.2. Глубинный разлом Карпинского – главный фактор формирования береговой линии Мурманского гранит-мигматитового пояса

Береговая линия Мурманского побережья в целом имеет линейное северо-западное простирание, осложненное заливами, губами и бухтами, ориентированными вкрест главного направления. Коэффициент извилистости береговой линии Мурманского побережья изменяется от 1 (абсолютно прямой берег) до 3.3 км/км.

Аномалии пространственно приурочены к крупным заливам, губам и к устьям крупных рек (Мотовский, Кольский, Святоноский, Териберская, Западная Лица, Ура, Воронья, Оленка, Харловка). Контрастные аномалии (более 2.5 км/км) наблюдаются в устье рек Воронья, Харловка, в губах Ура, Териберка, Ивановская в Святоноском и Лумбовском заливах. Формирование аномалий связано с зонами пересечения и сочленения дизъюнктивных структур разного простирания.

Береговая линия от Кольского залива до губы Териберка и от губы Трящино до Святоноского залива имеет прямолинейное очертание, а от общей протяженности Мурманского побережья этот участок берега составляют более ¾ длины. Можно предположить, что зона глубинного разлома Карпинского контролирует положение береговой линии Мурманского побережья.

В этой связи необходимо рассмотреть положение береговой линии Мурманского побережья. Является ли она эфемерной – зависящей только от положения уровня Мирового океана или это устойчивая граница раздела континентальных и морских условий развития двух территорий. Так, изменение уровня моря на ±100 м относительно современного приведет к ничтожно малому смещению береговой линии Мурманского побережья. При поднятии уровня моря на 100 м береговая линия сместится вглубь полуострова на первые километры (до 10-20 км), а на четвертой части побережья не изменит своего положения. При понижении уровня моря на 100 м на десятой части побережья положение береговой линии не изменится, на остальной территории прибрежная полоса моря осушится, на 2-10 миль (до 30 км). Следовательно, положение современной береговой линии Мурманского побережья не является случайным Глубинный разлом Карпинского заложился в раннепротерозойское время, широкое развитие в пределах разлома палеозойских даек свидетельствует об его активизации в герцинский этап развития региона (Козлов, 1979). Именно в это время на Баренцевоморской плите начинает формироваться осадочный чехол. Начиная с этого времени до позднего мезозоя разлом Карпинского разделял структуры с разными направлениями вертикальных движений – Балтийский щит (поднятие) и Баренцевоморскую плиту (опускание). Следовательно, сотни миллионов лет разлом Карпинского оставался активным.

Несомненно, что на этом длительном этапе развития региона палеобереговая линия не всегда располагалась в зоне влияния глубинного разлома Карпинского. Так, в позднемезозойское-раннекайнозойское время палеобереговая линия мигрировала на сотни километров в северном направлении и в отдельные периоды времени достигала внешней бровки шельфа (Мусатов, 1995). В конце кайнозойского времени, по-видимому, разлом Карпинского активизировался, а береговая линия возвратилась в зону его влияния. Следовательно, положение береговой линии Мурманского побережья является не случайной, а предопределено глубинным разломом Карпинского.

Несомненный интерес представляет история развития береговой линии Мурманского побережья в позднеплейстоцен-голоценовое время. В этот период времени выделяются два крупных ритма – трансгрессивный и регрессивный. В максимум оледенения (20-18 т.л.н.) уровень моря был на 100-120 м ниже современного (Фейбридж, 1974). В конце позднего плейстоцена (18-13 т.л.н.) происходит крупная трансгрессия моря. К началу раннего дриаса (~ 13 т.л.н.) уровень Баренцева моря поднялся на 180-200 м (Кошечкин и др. 1976, Авенариус, Ильин, 1992, Митяев, 2001, 2014) и располагался на современных гипсометрических отметках 80-120 м. Скорость поднятия уровня моря была катастрофической – в среднем около 30-35 мм/год. Начиная с раннего аллереда, на Мурманском побережье наблюдается региональная регрессия уровня моря, развивающаяся на фоне общего эвстатического повышения уровня Мирового океана. Это происходит не только из-за интенсивного поднятия Мурманского гранит-мигматитового пояса, но и опускания внутреннего шельфа Баренцева моря (Мусатов, 1996). В голоцене на фоне общей регрессивной стадии развития Мурманского побережья выделяется две продолжительные трансгрессивные фазы (в древнем и среднем голоцене), связанные с резким замедлением скорости поднятия Мурманского побережья (Митяев, 2001, 2014). Таким образом, в целом (после смещения береговой линии вглубь полуострова в конце позднего плейстоцена) начиная с древнего дриаса до настоящего времени, происходит перемещение береговой линии в сторону шельфа.

4.5.3. Сейсмичность Мурманского гранит-мигматитового пояса

Дизъюнктивные структуры и напряжения земной коры неразрывно связаны с сейсмической активностью территории. Балтийский щит относится к территориям со слабой сейсмичностью. Несмотря на это, территория Фенноскандии характеризуется заметно более высокой сейсмичностью, чем сопредельные территории (Литосфера …, 2001), здесь зафиксировано более 100 сейсмических ударов интенсивностью до 7-8 баллов. Палеосейсмодислокации, выраженные в виде рвов, уступов, ущелий, крупнообломочных гравитационных отложений, указывают на проявление в прошлом сильных землетрясений с магнитудой до 7.5. Самое сильное землетрясение, интенсивностью более 8 баллов, на Мурманском побережье произошло 8950±150 лет назад (Литосфера …, 2001).

Подавляющее количество эпицентров землетрясений приурочено к границам Фенноскандии и к зонам крупных глубинных разломов, которые в гравитационном поле характеризуются резкими горизонтальными градиентами.

Причинами сейсмической активности Фенноскандии являются:

1 – гетерогенное строение земной коры Балтийского щита и наличие волноводов (на глубине 7-15 км), насыщенных флюидами (Павленкова, 1996);

2 – неоднородное строение верхней мантии, где широкие области поверхности Мохо различаются граничными скоростями упругих волн (Литосфера …, 2001);

3 – горизонтальные напряжения, генерируемые в Срединно-Атлантическом хребте и хребте Гаккеля (Леонов, 1995);

4 – разгрузка напряжений, создаваемых давлением осадочной толщи Баренцевоморского шельфа (Аветисов, 1996);

5 – изостатические движения Балтийского щита (Лаврова, 1960; Никонов, 1964).

Гетерогенное строение земной коры и верхней мантии способствуют проскальзыванию верхнего хрупко-жесткого слоя коры по волноводу и поверхности Мохо. Прерывистый характер поверхностей приводит к срыву блоков на глубине 7-15 и 35-40 км, к поверхностям срывов приурочено подавляющее количество очагов землетрясений. Проскальзывание блоков земной коры вызвано наличием горизонтальных напряжений, которые генерируются рифтогенезом Срединно-Атлантического хребта и хребта Гаккеля (Литосфера …, 2001; Мусатов, 1995). Наличие горизонтальных напряжений земной коры выявлено на Балтийском щите по результатам изучения кернов колонкового бурения и горных пород. Давление толщи осадочных пород на фундамент Баренцевоморского шельфа может создавать напряжения до 100 МПа (Аветисов, 1996), а разрядка напряжений происходит в зонах разломов и на границе шельфа и щита. Изостатическое поднятие Фенноскандии носит блоковый характер (Кошечкин, 1971), на границах блоков происходит разрядка вертикальных эндогенных сил, и неважно, являются ли эти движения гляциоизостатическими или тектоническими: с ними связано большинство мелкофокусных землетрясений (Аветисов, 1996).

Таким образом, под действием горизонтальных напряжений и вертикальных эндогенных сил, действующих на территории Фенноскандии, происходит ремобилизация древнего структурного плана и оживление тектонических движений, что приводит к землетрясениям. Кроме того, при горизонтальном проскальзывании верхней части земной коры происходит разрушение перемычек волновода, что так же сопровождается сейсмоударами (Литосфера …, 2001).

Глава 5. Неотектоника и современные вертикальные движения



Достарыңызбен бөлісу:
  1   2   3   4   5


©kzref.org 2017
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет