Актуальность исследований



бет2/5
Дата14.03.2019
өлшемі1 Mb.
түріАвтореферат
1   2   3   4   5

5.1. Неоднородности рельефа Мурманского гранит-мигматитового пояса

5.1.1. Вертикальная расчлененность рельефа


Вертикальная расчлененность рельефа Мурманского побережья не превышает 350 м. Изменения значений вертикальной расчлененности происходят в двух направлениях: с севера на юг и с запада на восток (рис. 5). Единая контрастная аномалия вертикальной расчлененности рельефа пространственно приурочена к береговой линии моря и прослеживается от устья р. Печенга до губы Ивановская. В этой единой зоне выделяется пять самостоятельных областей (рис. 5).

Рис. 5. Изолинии вертикальной расчлененности рельефа Мурманского гранит-мигматитового пояса.

Сплошные изолинии через 50 м, пунктирные – через 25 м.

Аномалия Кольского залива с запада и востока ограничена градиентами вертикальной расчлененности рельефа в 200-300 м. В юго-восточной части выделяется самостоятельная аномалия долины р. Кола. Восточнее расположен аномальный район долины р. Териберка. Район с запада ограничен зоной пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа (парагенетически связан с Фиордо-Озерным глубинным разломом), с востока – зоной высоких значений вертикальной расчлененности рельефа (парагенетически связан с Цагинским глубинным разломом). Сложная конфигурация изолиний вертикальной расчлененности рельефа наблюдается в области Харловско-Сидоровской аномалии, расположенной в междуречье рек Воронья и Сидоровка. С запада в аномалии фиксируется область пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа, на юге наблюдается спокойное поле с постепенным снижением значений с севера на юг. С востока аномалия ограничена зоной пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа.

Две следующих аномалии вертикальной расчлененности (губы Ивановка и Святоносского залива) схожи. В аномалиях наблюдается постепенное снижение значений от центра к периферии. Границами аномалий являются зоны пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа. Обе аномалии парагенетически связаны со Стрельнинско-Святоносским глубинным разломом.

Восточная граница Мурманской аномальной зоны проводится по контакту с Лумбовско-Понойским аномальным районом. Лумбовско-Понойская аномалия выделяется восточней полуострова Святой Нос. Она прослеживается до устья р. Поной и имеет четкие отличия от Мурманской аномальной зоны (Митяев, 2001).

Необходимо отметить, что при детальном исследовании участков побережья, выделенные аномальные районы распадаются на отдельные части. Так, на участке берега от устья р. Воронья до устья р. Рында выделяются пять самостоятельных аномалий и два широких поля пониженных значений вертикальной расчлененности рельефа.

При анализе вертикальной расчлененности рельефа возникает вопрос о разделении Мурманского побережья на части. По распределению аномальных участков вертикальной расчлененности рельефа можно выделить 3 части: западную (губа Печенга - мыс Чеврай), центральную (мыс Чеврай - р. Сидоровка) и восточную (р. Сидоровка - Святоносский залив).



5.1.2. Общая расчлененность рельефа

Общая расчлененность рельефа Мурманского побережья изменяется от 0.1 до 0.7 км/км2. Поле общей расчлененности рельефа имеет резко отличную конфигурацию изолиний по сравнению с полем вертикальной расчлененности рельефа.



5.2. Неоднородности рельефа прибрежного шельфа Кольской микроплиты

5.2.1. Вертикальная расчлененность

Для общего представления о развитии рельефа Мурманского побережья необходимо рассмотреть неоднородности рельефа прилегающего шельфа Баренцева моря.

Вертикальная расчлененность рельефа прибрежного шельфа Кольской микроплиты изменяется от 25 до 250 м, уменьшаясь в сторону открытой акватории моря. Максимальные значения вертикальной расчлененности отмечаются вдоль береговой линии от Мотовского залива до устья р. Харловка.

Выделяются три области, причем две периферийные резко отличаются от центральной. Юго-восточная область характеризуется низкими значениями вертикальной расчлененности рельефа (<100 м) и постепенным переходом в пластовую равнину баренцевоморского шельфа. Северо-западная область характеризуется повышенными значениями вертикальной расчлененности рельефа (до 250 м) и резким градиентом поля, отделяющим область от пластовой равнины баренцевоморского шельфа.

Единая центральная зона (Кольского залива – губа Савиха), по конфигурации изолиний вертикальной расчлененности рельефа распадается на две аномальные области: западную и восточную. Западная аномальная область (устье р. Климковка – устье р. Харловка) характеризуется широкой полосой значений вертикальной расчлененности рельефа более 150 м, резким градиентом поля, с севера отделяющим аномалию от пластовой равнины баренцевоморского шельфа. Восточная аномальная область (устье р. Харловка – губа Савиха) отличается меньшими значениями вертикальной расчлененности рельефа, постепенным понижением значений вертикальной расчлененности с запада на восток и отсутствием резкого градиента поля, отделяющим аномалию от пластовой равнины баренцевоморского шельфа.

Таким образом, можно предположить, что смена на континентальных условий формирования рельефа на шельфовые (на участке побережья Кольский залив губа Савиха), происходит в 10-20 милях северней современной береговой линии.

Максимальные значения вертикальной расчлененности рельефа расчлененности рельефа приурочены к разлому Карпинского. Следовательно, зона влияния разлома Карпинского в настоящее время активна и оказывает непосредственное влияние на современное рельефообразование.

5.2.2. Латеральная извилистость

Латеральная извилистость рельефа прибрежной зоны Кольской микроплиты изменяется от 0.001 до 0.18, в целом уменьшаясь в сторону открытой акватории моря.

Характерными особенностями поля извилистости рельефа являются:

1 – узкая полоса максимальных значений, прижатая к береговой линии;

2 – отсутствие резких градиентов поля;

3 – мозаичное строение поля.

К северу от аномального поля латеральной извилистости рельефа расположена широкая область с уклонами морского дна менее 10’ (латеральная извилистость рельефа <0.005). В аномальном поле латеральной извилистости выделяются 3 крупные зоны: Кольского залива, Териберско-Ярнышная и устья р. Харловка.

Аномалия Кольского залива имеет субмеридиональное простирание, отделяет западные районы прибрежного шельфа от восточных. Аномалия сформирована в зоне Туломского глубинного разлома, а максимальные уклоны рельефа фиксируются в зоне сочленения данного разлома с глубинным разломом Карпинского.

Териберско-Ярнышная аномалия имеет зубчатое строение, в ней выделяются 2 главных направления простирания – северо-восточное и субмеридиональное. Аномалия сформирована в зоне сочленения глубинных разломов Териберского, Цагинского с разломом Карпинского, в зоне фиксируются крутые уклоны морского дна.

Аномалия устья р. Харловка имеет 2 направления простирания – северо-восточное и субширотное. В аномалии наблюдается оторванность максимальных уклонов дна от современной береговой линии. Формирование аномалии связано с пересечением двух глубинных разломов: Карпинского и Хибино-Харловского.

Между аномальными зонами расположены поля выровненного рельефа с уклонами морского дна менее 30’. Два поля (Кольский залив – губа Териберка и устье р. Харловка – губа Савиха) имеют мозаичное строение, третье – однородное (устье р. Воронья – губа Ярнышная). Восточней Святоносского залива наблюдается очень ровное поле латеральной извилистости рельефа. Мозаичное строение полей латеральной извилистости рельефа связано с увеличением уклона морского дна на бортах Кольского желоба и Мурманского вала.

Таким образом, Мурманское побережье по расчлененности рельефа сопоставимо с низкогорными районами. Здесь главным фактором формирования рельефа выступают дизъюнктивные структуры глубокого заложения. Граница между континентальными и шельфовами условиями эндогенного рельефообразования проходит за зоной влияния глубинного разлома Карпинского. В узкой полосе прибрежного шельфа эндогенные условия рельефообразования складываются из локальных районов поднятия и опускания, что создает мозаичный морфоструктурный план и его можно охарактеризовать как зону перехода от области поднятия к области опускания.



5.3. Неотектоническое районирование Мурманского гранит-мигматитового пояса

Совместный анализ морфоструктурных схем (вертикальной и общей расчлененности рельефа), схем дешифрирования дистанционных материалов (космических и аэрофотоснимков, топографических карт), изучение роз диаграмм и полей трещиноватости Мурманского гранит-мигматитового пояса, позволяют выделить единую Мурманскую неотектоническую структуру.

Границы морфоструктуры – тектонические, предопределены зонами глубинных разломов. С севера и юга структура ограничена субширотными зонами глубинных разломов Карпинского и Северо-Кейвским, соответственно, с запада и востока – субмеридиональными зонами глубинных разломов Печенгского и Стрельницко-Святоносским, соответственно. Субширотные зоны являются разломно-флексурными (Полканов, 1935) перегибами фундамента Балтийского щита и отделяют Мурманский антиклинорий от структур Баренцевоморской плиты и Титовско-Кейвской синклинальной зоны. Обе дизъюнктивные структуры хорошо выражены в современном рельефе, трассируются интрузиями базитов и ультрабазитов.

Меридиональные границы неоструктуры выражены как в морфоструктурных полях, так и проявлены в породных ассоциациях. Восточней Святоносско-Стрельнинской зоны разломов гранитоиды Мурманского побережья сменяются мигматизированными амфиболитами и гнейсами качаловской толщи, по зоне качаловской толщи, по зоне Печенгского глубинного разлома происходит контакт пород Мурманского гранит-мигматитового пояса и Центрально-Кольского гранулито-гнейсового пояса.



Рис. 6. Морфоструктурное районирование Мурманского гранит-мигматитового пояса

Хотя Мурманская морфоструктура является единой, в ней можно выделить две самостоятельные части (рис. 6). Так, в отечественной литературе нередко Мурманское побережье разделяется на восточную (Восточный Мурман) и западную (Западный Мурман) части. Границу между этими зонами разные исследователи проводят по-разному, но все относят территорию к западу от Кольского залива к Западному Мурману, а территорию восточней долины р. Воронья к Восточному Мурману. К какой части побережья относится территория, расположенная между Кольским заливом и долиной р. Воронья, мнения исследователей расходятся.

Восточную границу Западного Мурмана можно провести по зоне Фиордо-Озерного глубинного разлома. К западу от глубинного разлома горные породы Мурманского пояса метаморфизованы в плагиоклазовую стадию гранитизации, а восточней – в микроклиновую. Фиордо-Озерная зона хорошо выражена в рельефе широкой депрессией, где расположена долина р. Климковка. В депрессии широко развиты водно-ледниковые (озы, камы) формы рельефа, которые восточней встречаются эпизодически. В поле мегатрещиноватости зона хорошо выражена пониженными значениями, а Западный Мурман отражается единой аномалией поля мегатрещин. Следовательно, одним из возможных геолого-геоморфологических вариантов меридиональных границ Западного Мурмана являются Печенгская и Фиордо-Озерная зоны глубинных разломов, сам район имеет клиновидную форму с вершиной в долине р. Печенга.

Восточная часть Мурманского побережья не является однородной. В ее пределах можно выделить три крупных района (рис. 6). Западный – расположен между Фиордо-Озерным и Цагинским глубинными разломами. Геолого-геоморфологическими особенностями данной территории следует считать широкое развитие ледниковых и водно-ледниковых отложений и соответствующих им форм рельефа. Восточный – расположен между Святоносско-Стрельнинским и Хибино-Харловским глубинными разломами. Основными геолого-геоморфологическими особенностями данной территории следует считать широкое развитие озер, болот (>30%) и максимальную сглаженность рельефа. Между Цагинским и Хибино-Харловским глубинными разломами расположена территория, по всей видимости, явившаяся прообразом Восточного Мурмана. Район широкого развития гольцовых тундровых ландшафтов Мурманского типа, высокой расчлененности рельефа, с ортогональностью озерно-речной сети и локальным развитием рыхлых отложений.

Таким образом, Мурманское побережье по морфоструктурным и геолого-геоморфологическим особенностям следует разделять на две части: Западный и Восточный Мурман. В свою очередь, Восточный Мурман по ландшафтно-геоморфологическим неоднородностям делится на три части (западную, центральную и восточную).



5.4. Современные вертикальные эндогенные движения побережья

Анализ постледниковых вертикальных движений Мурманского гранит-мигматитового пояса традиционно основывается на прослеживание и высотную привязку древних береговых линий, изучения продольных профилей речных долин и современных отложений.



5.4.1. Общая характеристика рельефа

Рельеф Мурманского побережья сочетает в себе черты древней поверхности выравнивания и молодого альпинотипного рельефа. Древний пенеплен Мурманского побережья представлен мелковолнистой поверхностью водоразделов, с крутыми прямыми, часто ступенчатыми склонами. Депрессионные формы рельефа располагаются полосами, трассируя дизъюнктивные структуры. Вдоль бортов депрессий наблюдаются выровненные поверхности, сложенные песчано-валунным материалом донной морены. Средний уклон рельефа Мурманского побережья 6-7 м/км. Средний показатель падения рек 8-10 м/км, он достигает 30 м/км в прибрежной зоне (средний уклон полугорных рек 10-12 м/км (Михайлов, 1996)).

Геоморфологический облик Мурманского побережья является хорошим примером связи рельефа и тектоники, а маломощный и фрагментарно распространенный покров четвертичных отложений не скрывает структурно-денудационное происхождение рельефа.

5.4.2. Террасы и береговые валы Мурманского гранит-мигматитового пояса

Морские террасы и береговые валы на Мурманском побережье являются одним из самых ярких свидетельств постледникового поднятия территории. В главе обобщены литературные данные по террасам и береговым валам Мурманского побережья.

Древние береговые линии встречаются в современных депрессиях рельефа и вдоль берега моря. Характерной чертой отложений, слагающих террасовые уровни, является отсутствие органических остатков, поэтому определение абсолютного возраста террасовых комплексов ограничено.

Автор принимает принцип выделения комплексов террас по климатическим стадиям, разработанный Б.И. Кошечкиным с соавторами (1971): 1. Древнеголоценовые (аллерёд-поздний дриас); 2. Раннеголоценовые (пребореал-бореал); 3. Среднеголоценовые (атлантика-молодой суббореал); 4. Позднеголоценовый (средний суббореал-субатлантика).

Верхняя морская граница на Мурманском побережье, выше 100 м над уровнем моря, детально описана на востоке о. Кильдин и в долине р. Титовка. По данным В.Я. Евзерова с соавторами (2007), начало формирования верхней морской границы началось в раннем дриасе. На мысе Сеть-Наволок верхняя морская граница установлена на высоте 95 м над уровнем моря. На полуострове Рыбачий – на высоте 89-90 м и 94-95 м над уровнем моря. На острове Кильдин – на высоте 84-103 м над уровнем моря. В губе Порчниха – на высоте 86-87 м. Везде верхняя морская граница фиксируется по смене в береговых валах окатанной гальки щебнем. Длительность формирования первых послеледниковых береговых форм рельефа хорошо проявлена в восточной части о. Кильдин на абсолютных отметках 84-103 м.

Первые постледниковые события (Кошечкин и др, 1971), оставившие свои следы на Мурманском побережье, произошли в древнем голоцене. В начале аллередовской стадии произошла крупная послеледниковая трансгрессия бассейна Портландия (11.7 т.л.н., Танер, 1930). Береговые линии этой стадии развития Мурманского побережья расположены на высоте 76-86.5 м над уровнем моря. В конце позднего дриаса произошла трансгрессия бассейна Литорина (10.3 т.л.н.), береговые линии этой стадии расположены на высоте 60-76 м над уровнем моря.

Скорость поднятия Мурманского побережья в эпоху раннего дриаса можно оценить в 52-55 мм/год, в эпоху аллереда – в 10-12 мм/год, а позднего дриаса – в 7-9 мм/год. К концу древнего голоцена происходит усиление тектонической активности, а скорость возрастает до 40 мм/год.

Раннеголоценовый этап развития побережья характеризуется трансгрессией бореального моря (9.9 т.л.н.). На всем Мурманском побережье выявлено пять уровней бассейна Фолас, расположенные между 30 и 58 м над уровнем моря. Самый нижний уровень бассейна Фолас (29-34.5 м) сохраняет свое гипсометрическое положение на всем Мурманском побережье. В период трансгрессии Фолас происходили резкие изменения скорости поднятия Мурманского побережья, а эпохи стабилизации сменялись стадиями активизации, когда скорость поднятия достигала 25-30 мм/год. К концу этапа тектоническая активность уменьшается, скорость снижается до 12-16 мм/год.

Среднеголоценовый этап характеризуется трансгрессией бассейна Тапес (7.4 т.л.н.). Террасовые уровни этого времени располагаются на высоте 15-27.5 м над уровнем моря. Они формируют хорошо выраженную лестницу морских террас. Примерно 7.5 т.л.н. произошла стабилизация тектонической обстановки, которая длилась почти 3 тыс. лет. Интегральную скорость поднятия побережья в это время можно оценить в 2-7 мм/год. Фиксируются кратковременные этапы активизации тектонических движений, в которые скорость поднятия увеличивается до 19 мм/год. На Мурманском побережье отмечается снижение нижней границы Тапес с запада на восток. Нижние уровни бассейна Тапес сохраняют свои высоты от р. Западная Лица до Святоносского залива.

Позднеголоценовый этап характеризуется трансгрессиями бассейнов Тривия (3.0 т.л.н.) и Острия (1.3 т.л.н.). Береговые уровни этого времени расположены на высоте 1-14.5 м. над уровнем моря. Для всего комплекса террас этого этапа отмечается понижение высот с запада на восток, что прослеживается по горизонту пемзовой гальки. Так, на западе побережья слой пемзы фиксируется в террасах, расположенных на высоте 12 м над уровнем моря, а на востоке – 9 м над уровнем моря. Скорость поднятия побережья в начале позднеголоценового этапа оценивается в 4-8 мм/год, в первой половине субатлантической стадии в 2-6 мм/год, за последние 1.5 т.л. – в 3-5 мм/год.



Рис. 7. График регрессии моря на побережье в послеледниковое время.

Таким образом, средняя интегральная скорость поднятия за последние 12 т.л. всего Мурманского побережья оценивается в 13-15 мм/год. Отчетливое различие высотных отметок одновозрастных древнебереговых линий в западной и восточной части территории устанавливается для низких береговых уровней (начиная с позднего бассейна Тапес). Отсюда следует, что в период от аллереда до атлантической стадии голоцена восточная часть побережья поднималась более интенсивно, чем западная. Это может быть связано с гляциоизостатическими движениями, в которые раньше вовлекаются периферийные части ледника. В атлантическую стадию голоцена скорости поднятия по всему побережью выравниваются, а в позднеголоценовое время западная часть побережья поднимается интенсивней, чем восточная.

На графике (рис. 7) фиксируются наиболее интенсивные регрессии моря и стадии замедления неотектонических движений. В холодные климатические фазы отмечаются наиболее интенсивные неотектонические движения. Начиная с атлантической климатической фазы, происходит постепенное замедление неотектонических движений Мурманского побережья.



Рис. 8. Изменения средней скорости поднятия Мурманского гранит-мигматитового пояса

На графике изменения интегральной скорости поднятия Мурманского побережья в поздне-послеледниковое время (рис. 8) хорошо видно, что в конце древнего-начале раннего голоцена происходили резкие изменения скорости поднятия территории. Начиная с атлантической климатической фазы (возможно с конца бореального времени), происходит замедление скорости поднятия Мурманского побережья, трансгрессивные стадии становятся более продолжительными, а периоды активизации неотектонических движений кратковременными. Две продолжительные стадии активизации поднятия территории произошли в середине атлантической стадии голоцена, разделив единую трансгрессию Тапес на три фазы. Последняя активизация поднятия побережья произошла в начале субатлантической стадии голоцена.

Сравним полученные данные по Мурманскому побережью с данными по террасовым уровням архипелага ЗФИ.



5.4.3. Древние береговые линии островов архипелага ЗФИ

Восходящие тектонические движения затронули все побережья Баренцева моря, в том числе и архипелаг ЗФИ. Отметим главные постледниковые события на архипелаге.

На архипелаге ЗФИ нет никаких достоверных данных о развитии на берегах островов поверхностей бассейна Портландия. Это может свидетельствовать о том, что дегляциация на архипелаге началась позже, чем распад Скандинавского ледникового щита, и вплоть до конца позднего дриаса на архипелаге не было условий для формирования террасовых уровней.

Поверхности, сформированные на архипелаге ЗФИ в раннеголоценовое время трансгрессиями Литорина и Фолас, расположены гипсометрически ниже аналогичных поверхностей в Фенноскандии, что может быть объяснено более слабым изостатическим импульсом архипелага.

В среднеголоценовое время гипсометрические отметки террас на островах архипелага ЗФИ и в Фенноскандии выравниваются, хотя можно отметить небольшое временное отставание в наступлении трансгрессивных фаз на архипелаге. Можно констатировать, что на архипелаге в атлантическую стадию голоцена резко активизировались вертикальные движения. Временное запаздывание формирования террас вызвано асинхронностью наступления тектонической стабилизации на архипелаге и в Фенноскандии. В позднеголоценовое время тектонические движения островов архипелага ЗФИ и побережья Фенноскандии однотипны и близки по скорости.

Скорость поднятия островов архипелага ЗФИ в голоцене оценивается в 8.1±1.3 мм/год (n = 36), в периоды активизации тектонических движений – 11.9±2.2 мм/год (n=12), в периоды стабилизации тектонического режима – 4.3±0.5 мм/год (n=24). Во второй половине субатлантической стадии голоцена скорость поднятия архипелага стабилизируется и до настоящего времени остается постоянной, изменяясь от 1.5 до 3.5 мм/год (Митяев, Герасимова, 2014).

Таким образом, скорости поднятия островов архипелага ЗФИ почти в два раза ниже, чем оценки скоростей поднятия побережий Фенноскандии. Отмечается одна общая черта – периоды активизации тектонических движений совпадают по времени (за последние десять тыс. лет; атлантическая стадия и конец суббореальной – начало субатлантической стадии голоцена). Тогда, можно предположить, что поднятие островов архипелага и Мурманского побережья имеют одинаковую природу, начиная с трансгрессии бассейна Тапес темпы и амплитуды поднятия побережий схожи, а побережья вовлечены в единый тектонический цикл развития окраин Баренцевоморской плиты.

5.4.4. Голоценовые отложения озерных котловин

Еще одним свидетельством постледникового поднятия Мурманского побережья служат донные отложения озерных котловин, в которых вскрываются морские, переходные и собственно озерные отложения.

В озерах с глубинами менее 5 м донные отложения представлены сапропелями. У озер, расположенных на абсолютных отметках менее 100 м над уровнем моря, вскрываются озерный, переходный и морской горизонты. Разрезы донных отложений в изученных озерах схожи и различаются только мощностями отдельных горизонтов.

Мощность озерных отложений достигает 241 см, это однородный слой болотно-зеленого цвета, сильно обводнен, мягкой, слабопластичной консистенции. Суммарное содержание среднеобломочных фракций менее 3%.

Мощность переходного (ленточные глины – varved clay) горизонта достигает 1м. Отложения зеленовато-серого цвета, слоистой текстуры. Суммарное количество слоев на 1 см осадка 14-17 пар. В отложениях резко преобладают частицы пелитовой размерности.

Вскрытая мощность морских отложений 123 см. В гранулометрическом составе преобладают частицы мелкоалевритового и пелитового размера, доля песка и гравия достигает 25%. По всему слою встречаются раковины моллюсков и фораминифер.

Все контакты морских отложений с переходным слоем очень четкие, фиксируются по гранулометрическому и литологическому составу. Возможно, это свидетельствует о резкой смене условий осадконакопления или перерыве в седиментации. Контакт между озерным и переходным слоями нечеткий, что свидетельствует о постепенной смене условий седиментации.

Ни в одной озерной котловине не были вскрыты ледниковые отложения, что не позволяет решить вопрос о времени наступления морского этапа развития озерных котловин. Датировки отложений показали, что во время трансгрессии Портландия (11845±85 т.л.н.) озерные депрессии уже находились под уровнем моря.



5.4.5. Поднятие побережья по данным изучения озерных отложений

Радиоуглеродные датировки органических остатков морских отложений в озерных котловинах показали возраст отделения озер от моря в 3-11 тыс. лет назад (т.л.н.) (Snyder et al., 1997), в зависимости от гипсометрического положения уровня воды в озерах. Это позволяет рассмотреть историю поднятия депрессионных участков территории в послеледниковое время.

Все депрессии рельефа, в которых расположены изученные озерные котловины, в послеледниковое время прошли стадию морских заливов, этап перехода от морских к озерным условиям растягивался от 0.3 до 1.5 тыс. лет. По мере отступания моря происходило последовательное отделение озерных котловин. Первым отделилось от моря третье Ярнышное озеро около 10.5 т.л.н. В течение всего голоцена происходит устойчивое и равномерное поднятие депрессии рельефа, со средней скоростью 10.6 мм/год. Затем от моря последовательно отделяются первое Ярнышное и Зеленецкое озера – в начале пребореальной стадии голоцена. Скорость поднятия депрессионных участков территории за последние 9 тыс. лет составила 8.7-9.5 мм/год. В голоцене происходит устойчивое поднятие депрессий рельефа со средней скоростью 8.9-9.2 мм/год. В бореальную стадию голоцена от моря отделяется котловина озера Подпахтинское. Скорость поднятия депрессии рельефа за последние 7 тыс. лет составляет 6.5 мм/год, средняя скорость поднятия депрессии рельефа в голоцене 7.7 мм/год. Последним (из изученных озер) от моря отделилось озеро Глубокое. Средняя скорость поднятия участка территории за последние 3 тыс. лет около 4.5 мм/год.

Во всех депрессиях рельефа отмечается замедление скорости поднятия территорий после отделения котловин от моря. Постоянно фиксируются длительные периоды (до 1.5 тыс. лет) синхронизации скорости поднятия территории и повышения уровня моря. Выявлено два различных типа депрессий рельефа по изменению скорости постледникового поднятия. В первом – депрессии рельефа вовлечены в поднятие совместно со всем Мурманским побережьем, которое стабилизируется в настоящее время. Во втором – скорость поднятия депрессий рельефа не изменяются на протяжении всего голоцена. В целом скорости поднятия депрессионных форм рельефа изменяются от 4.5 до 13.4 мм/год, подчеркивая дифференцированный характер воздымания побережья.



5.4.6. Поднятие побережья по данным изучения речной сети

Современная речная сеть Мурманского побережья предопределена разрывной тектоникой. Еще Г.Д. Рихтер (Рихтер, 1936), рассматривая речную сеть Мурманского побережья, отмечал ее своеобразный ортогональный рисунок с проточными озерами. Тектоническая предопределенность подчеркивается протяженными линейными участками и коленчатыми изгибами. Речная сеть характеризуется невыработанным продольным профилем равновесия. Сочетание ступенчатого продольного профиля и значительных уклонов речных долин создают условия для повышенной динамики водного потока. Суммарный годовой расход воды рек Мурманского побережья не превышает 80 км3 (для сравнения р. Печора более 160 км3/год). Средний уклон долин крупных рек 3.5-4.5 м/км, средних рек – 7-8 м/км, а средний уклон долин ручьев достигает 20 м/км. У многих рек в нижнем течении наблюдаются глубокие узкие каньоны и водопады.

Отклонение продольных профилей водотоков от профилей равновесия этих долин позволяет определять амплитуды поднятия депрессионных зон. Анализ продольных профилей водотоков Мурманского побережья дает амплитуду поднятия в 30-100 м. Дифференцированные движения создают клавишную систему чередования блоков с разной амплитудой поднятия.

Водосборные бассейны всех рек при приближении к береговой линии резко сужаются. Вдоль береговой линии широко развиты ручьи, протяженностью менее 10 км, впадающие непосредственно в море. От устья р. Иоканьки до устья р. Воронья 3/4 прибрежной полосы занято водосборными бассейнами малых ручьев. От устья р. Воронья до устья р. Кола 4/5 прибрежной полосы занято водосборными бассейнами ручьев. К западу от Кольского залива более 9/10 прибрежной полосы занято водосборными бассейнами ручьев. Это свидетельствует о неосвоенности береговой зоны водотоками. Из чего следует, что прибрежная полоса суши поднята над уровнем моря по геологическим часам недавно, а послеледниковое поднятие началось на востоке территории с постепенным вовлечением в поднятие западных районов.



5.5. Дегляциация и изменения тектонического режима на побережье

Позднечетвертичные тектонические движения Мурманского побережья нельзя отделять от климатических изменений на Кольском полуострове и всей Фенноскандии.

В максимум поздневалдайского оледенения ледниковый щит на территории Кольского полуострова был мощностью более 800 м (Митяев, 2014). Полная дегляциация ледникового щита на севере Кольского полуострова длилась 8-9 тыс. лет и закончилась к началу бореального времени.

Первая фаза дегляциации характеризуется медленным сокращением объема льда на 60-70% (Кукакл, 1987). Реакция земной коры на первую фазу дегляциации произошла в интервале 13-11.5 т.л.н и закончилась в начале аллередовой стадии (Кошечкин и др., 1971). Окончание первой фазы дегляциации фиксируется в скачкообразном увеличении скорости поднятий территории и быстром замедлении темпов поднятия после снятия напряжений.

Помимо изостатической реакции земной коры на первую фазу дегляциации, произошло еще одно важнейшее событие, определившее дальнейшую историю побережья – повышение уровня Баренцева моря.

Таким образом, первая фаза дегляциация характеризуется тектоническим покоем, гляциоэвстатическим повышением уровня моря и началом изостатического поднятия побережья.

Вторая фаза дегляциации продолжалась около 2.5 тыс. лет и закончилась в начале бореального времени. В период позднего дриаса и пребореального времени дегляциация протекала быстро, изостатическая реакция земной коры проявлялась несколько раз. В это время наиболее отчетливо фиксируются скачкообразные изменения скорости поднятия.

5.6. Гляциоизостатическое и тектоническое поднятие побережья

Рассмотрим историю поднятия Мурманского гранит-мигматитового пояса, начиная с последней крупной неотектонической перестройки и гляциоэвстатической регрессии всего Западно-Арктического региона, которая произошла в конце позднего плейстоцена.

Первые формы рельефа и сопутствующие им отложения, образовавшиеся в результате де-гляциации ледника и гляциоэвстатической трансгрессии моря, формируют на Мурманском побережье верхнюю морскую границу. Время формирования верхней морской границы принято относить к раннему дриасу, а располагается она выше современных гипсометрических отметок в 85 м. К началу раннего дриаса окончательно оформилась морфоструктура Мурманского побережья, сформировался основной перекос рельефа в шельфовой и континентальной части. После этого времени на Мурманском побережье наступает регрессивный этап развития территории.

Послеледниковый регрессивный этап на Мурманском побережье характеризуется дифференцированными неотектоническими движениями по системам разломов, а общая регрессия Баренцева моря превышает 100 м.

Скорость восходящих движений Мурманского побережья в послеледниковое время закономерно убывала от раннего дриаса до субатлантической стадии голоцена. При этом выделяются четыре эпохи активизации скорости поднятия:

рубеж раннего дриаса и аллереда (между 13-11.5 т.л.н),

в конце позднего дриаса, начале пребореальной стадии (между 10.5-9.5 т.л.н.),

в середине атлантической стадии (между 6.5-5.5 т.л.н.),

в начале субатлантической стадии (около 2-1.8 т.л.н.)

Скорости поднятия Мурманского побережья в эпохи тектонической активизации уменьшались от 45-54 мм/год (в аллереде), до 28-32 мм/год (в пребореале), далее до 13-18 мм/год (в атлантическую стадия) и до 6-8 мм/год (в субатлантическую стадию). На фоне общего эпейрогенического поднятия Кольской глыбы, которое продолжается и в настоящее время, высокие средние скорости поднятия в конце позднего плейстоцена – начале голоцена, вероятно, вызваны суммированием гляциоизостатических и тектонических движений.

Первые две фазы усиления скорости поднятия, несомненно, обусловлены импульсами де-гляциации Скандинавского ледникового щита, а главным фактором поднятия выступает изостатическая реакция земной коры. На это указывают, высокие скорости поднятия и импульсность их проявления, что не характерно для древних щитов с завершенным геологическим строением.

В третью фазу усиления скорости поднятия, амплитуды поднятия территории, вероятно, превысили изостатическое равновесие, и произошло некоторое опускание территории, которое вызвало крупнейшую послеледниковую трансгрессию Тапес. Своеобразные “качели” над точкой изостатического равновесия продолжались около 3 тыс. лет и закончились в начале суббореального времени. После атлантической стадии скорость поднятия Мурманского побережья постепенно замедляется, и после небольшой активизации в первой трети субатлантической стадии остаются постоянными и незначительными.

Таким образом, гляциоизостатическое поднятие Мурманского побережья, вероятно, завершилось к началу атлантической стадии. Начиная с этого времени на Мурманском побережье происходят тектонические движения, не связанные с оледенением. Средняя интегральная скорость поднятия Мурманского побережья за последние 4 тыс. лет не превышают 6 мм/год.

Можно предположить, что нарушение изостатического равновесия привело к активизации собственно тектонических движений, которые в настоящее время стабилизируются.

Суммируя все имеющиеся данные, можно оценить изменения скорости поднятия Мурманского побережья в постледниковое время:

1. скорость гляциоизостатического поднятия в первую фазу – 40-50 мм/год;

скорость тектонического поднятия в первую фазу – 8-12 мм/год;

2. в начале аллереда интегральная скорость поднятия снижается до 4-5 мм/год;

3. скорость гляциоизостатического поднятия во вторую фазу – 19-26 мм/год;

скорость тектонического поднятия во вторую фазу – 6-9 мм/год;

4. в начале бореальной стадии интегральная скорость поднятия снижается до 2-3 мм/год;

5. в атлантическую стадию:

скорость гляциоизостатического поднятия – 3-5 мм/год;

скорость тектонического поднятия 8-13 мм/год;

6. в начале суббореальной стадии интегральная скорость поднятия снижается до 4-6 мм/год;

7. в начале субатлантической стадии скорость тектонического поднятия – 6-8 мм/год;

8. в настоящее время скорость тектонического поднятия снижается до 2-5 мм/год.

Таким образом, скорость замедления гляциоизостатического поднятия оценивается в 6.5-7·10-3 м в т.л. Скорость замедления тектонического поднятия – 0.5-1·10-3 м в т.л., но в период бореал-атлантического времени скорость тектонического поднятия увеличивалась на 1-1.2·10-3 м в т.л.

Следовательно, отличительной особенностью восходящих тектонических движений Мурманского побережья является постепенная стабилизация тектонического режима от первого гляциоизостатического импульса (эпоха бёллинг) к современному времени. Общий ход поднятия побережья нарушался эпохами активизации тектонического режима (причинами могли служить как импульсы дегляциации, так и разрядка тектонических напряжений, возникавших на границе континент-шельф), которые сменялись стадиями тектонического покоя.

5.7. Амплитуды поднятия побережья в позднечетвертичное время

Если принять, что единая поверхность выравнивания Мурманского гранит-мигматитового пояса была сформирована до начала миоценового времени (олигоцен-миоценовый рубеж), то одновременно принимается факт, что к началу плиоценового времени пенепленизация территории завершилась. В последующий (плиоцен-четвертичный) этап происходит расчленение единой поверхности выравнивания по системам разрывных нарушений. Тогда к началу четвертичного периода единая поверхность выравнивания была уже деформирована, в ее строении были заложены основные элементы современного рельефа.

После восстановления единой поверхности выравнивания выявляется, что до наступления последнего оледенения общий уклон рельефа Мурманского побережья не превышал 1.5 м/км. Базис эрозии располагался на современных глубинах 30-40 м, большая часть заливов была выведена из-под уровня моря и развивалась в субаэральных условиях, вертикальная расчлененность рельефа составляла 30-50 м. В течение всего постледниковья происходит постоянное неравномерное поднятие Мурманского побережья глыбово-блокового типа. Суммарные амплитуды поднятия за послеледниковое время для депрессий рельефа составляют 80-140 м, для водораздельных пространств – 120-200 м. Максимальные амплитуды поднятия фиксируются в древнем голоцене. Наиболее равномерно территория побережья поднималась в среднем голоцене. В позднем голоцене амплитуды поднятия не превышают 0.5 м в столетие.

Постледниковые дифференцированные тектонические движения по разломным зонам усилили расчлененность рельефа и сформировали тектонические блоки. Современные водоразделы представляют собой асимметричные блок-антиклинали, где амплитуды поднятия постепенно уменьшаются в сторону моря и резко обрезаются с южной стороны. Вдоль современной береговой линии протягивается зона симметричных блок-антиклиналей. Депрессионные формы рельефа представляют собой грабеновидные блок-синклинали с постепенным увеличением амплитуд поднятия от берега вглубь суши.





Достарыңызбен бөлісу:
1   2   3   4   5


©kzref.org 2017
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет