Читаем без скачивания Строение и история развития литосферы - Коллектив авторов

Кривая относительного перемещения береговой линии для района г. Кандалакши, представленная на рисунке 3в, построена для радиоуглеродного и калиброванного календарного возраста. Анализ ее показывает, что в районе г. Кандалакши в голоцене (интервал от ~8800 до ~8200 лет назад) происходила регрессия моря. Скорость поднятия территории в указанном районе в это время составляла 1.2 см/год. Замедление в поднятии территории, выраженное на кривой слабо наклоненной площадкой, отмечается между 8000 и 6000 лет тому назад. Оно отвечает времени трансгрессии Тапес для бассейна Северного Ледовитого океана. Следует отметить, что впервые для района Кандалакшского залива удалось установить наличие такого замедления относительного поднятия территории.

В период между 6000–4200 лет скорость поднятия составила здесь ~2.1 см/год. Этот показатель в два раза превышает скорость поднятия территории в это время на южном берегу Кандалакшского залива в районе поселка Лесозаводского и в 4 раза в районе пос. Чупа. В течение последних 4000 радиоуглеродных лет скорость поднятия замедлилась и, судя по кривой относительного поднятия территории, составляет ~0.5 см/год. Она примерно такая же, как и в других исследованных районах.

Для территории Кольского региона характер неотектонических перемещений выглядит следующим образом. Начиная с позднего дриаса, гляциоизостатическое поднятие по своей интенсивности опережает эвстатическое поднятие моря, что особенно заметно в районах, которые располагаются ближе к центру растекания Скандинавского ледникового щита (вершине Ботнического залива). Скорость поднятия территории в этих районах в период 10 000–8000 лет тому назад составила 3–7 см/год. Следует отметить, что если на баренцевоморском и беломорском берегах Кольского полуострова изобазы секут береговую линию, то на южном берегу Кандалакшского залива они располагаются субпараллельно побережью (рис. 4), вероятно, вследствие проявления собственно тектонического поднятия побережья относительно вершины залива.

Рис. 4. Схемы изобаз для времени ~8000 14C лет (а) и максимума голоценовой трансгрессии (трансгрессии Тапес, ~6000 14C лет). (б). Сплошной линией обозначены достоверные изобазы, штриховой – предполагаемые.

В период с 8000 до 5000 лет тому назад в западных районах баренцевоморского побережья скорости гляциоизостатического и эвстатического поднятия примерно уравновешиваются, тогда как в восточных районах побережья эвстатическое поднятие моря опережает поднятие континента. Это время совпадает с трансгрессией Тапес и на графиках относительного перемещения береговой линии в западных районах отражается почти горизонтальной площадкой (Corner et al., 1999, 2001), либо как в районе пос. Дальние Зеленцы, поднятием уровня моря (Snyder et al., 1997). Аналогичная картина наблюдается и на беломорском побережье. Графики относительного перемещения береговой линии моря в западной части побережья свидетельствуют о замедлении скорости воздымания территории в интервале ~8000–7000 лет тому назад в районе Кандалакши (рис. 1, участок 7) и Умбы (рис. 1, участок 4). Вместе с тем в восточной части беломорского побережья обнаружена серия трансгрессивных береговых валов, свидетельствующая об опережающем поднятии уровня моря.

Материалы исследований позволили наметить положение изобаз поднятия региона за последние примерно 8000 и 6000 лет (рис. 4 а, б). Судя по расположению изобаз и другим приведенным выше материалам, гляциоизостатическое поднятие в западной части территории было более интенсивным, чем в восточной, что соответствует предполагаемой ледниковой нагрузке. Это поднятие продолжается до сих пор.

3. Палеосейсмические деформации в Кольском регионе

В процессе гляциоизостатического поднятия, как отмечалось, в земной коре возникали напряжения, которые приводили к сильным землетрясениям. В последнее десятилетие в Кольском регионе обнаружены палеосейсмодеформации, свидетельствующие о разрушительных землетрясениях, происходивших здесь на протяжении последних 10–15 тыс. лет и на основе их изучения составлена схема плотностей остаточных деформаций региона, которая отражает наиболее нарушенные блоки земной поверхности и местоположение эпицентральных областей позднеплейстоцен – голоценовых землетрясений (Николаева, 2001, 2008). Обобщение ранее полученных материалов и обнаружение новых участков развития палеосейсмодеформаций позволило существенно уточнить очаговые области древних землетрясений и оценить их параметры. Была изучена и заверена полевыми работами выделенная ранее по материалам дешифрирования аэрофотоснимков область развития палеосейсмодеформаций в районе Кандалакшских и Лувенгских тундр, расположенных на северном побережье Кандалакшского залива (рис. 5). В исследованных районах сейсмогенный фактор участвует в формировании крутых склонов, осложненных срывами и сбросовыми уступами, в поддержании существования ранее образованных трещин, ущелий и рвов, в дальнейшем разрушении отдельных блоков кристаллических пород и т. п. Наряду с этим в общем голоценовом гляциоизостатическом поднятии в этом районе присутствует значительная тектоническая составляющая (Колька, Евзеров, 2007).

Рис. 5. Схема эпицентров землетрясений, участков развития палеосейсмодеформацийи изобаз поднятия в голоцене Кандалакшского залива Белого моря. Эпицентры землетрясений (1542–2003 гг.) в интервале магнитуд 0.9–6.5 (Ассиновская, 2004): 1 – исторические, 2 – инструментальные, размер значка пропорционален магнитуде; – участки выявленных палеосейсмодеформаций (по данным С.Б. Николаевой, Шевченко и др. (2007): 3 – установленные, 4 – предполагаемые; изобазы поднятия в голоцене (м): 5 – для раннего голоцена, 6 – для среднего голоцена.

В северной части Кольского региона были изучены Мурманская, Печенгская и Териберская палеосейсмогенные структуры (рис. 6).

Рис. 6. Схема расположения палеосейсмогенных структур, эпицентров землетрясений и тектонических нарушений Мурманского побережья Баренцева моря. 1 – палеосейсмогенные структуры, установленные (а), предполагаемые (б), 2 – эпицентры современных (а) и исторических (б) землетрясений (по данным ГС КРСЦ РАН), 3– разрывные нарушения: главные (а), второстепенные (б), 4 – рифейские разломы. Номера палеосейсмогенных структур показаны в кружках: I – Мурманская, II – Териберская, III – Печенгская.

Выделенные области обладают общими закономерностями строения: проявлением однотипных сейсмодеформаций и их парагенетических групп, принадлежностью к определенным типам докембрийских и сопряженных с ними новейших структур, наличием протяженных зон глубинных разломов и узлов пересечения разноориентированных разрывных нарушений, а также проявлением сейсмичности в современное и историческое время (см. таблица 1).

Таблица 1. Характеристика выявленных очаговых зон древних и современных землетрясений с магнитудой более 3.

Анализ сейсмичности указывает на резкое снижение энергетического уровня очагов землетрясений от позднеледниковья к послеледниковью и к настоящему времени. Повышенная сейсмичность в начале голоцена могла быть обусловлена, наряду с геодинамическими факторами, гляциоизостатическими компенсационными движениями в период деградации ледникового покрова. Изменение в характере сейсмических процессов в современное время, когда проявляются в основном более слабые землетрясения, вероятно связана с другими причинами: общим смещением Фенноскандинавского свода в юго-восточном направлении под влиянием процессов спрединга в Северной Атлантике (Юдахин, 2002).

4. История развития морских трансгрессий в береговой зоне Кольского региона

В настоящее время в береговой зоне Кольского полуострова по геологическим, литолого-стратиграфическим и геохронологическим данным достоверно присутствуют две погребенные морские толщи, которые в региональных стратиграфических схемах называются понойскими и стрельнинскими слоями (Гудина, Евзеров, 1973).

Понойские слои – стратиграфически нижняя плейстоценовая морская толща представляет собой отложения, наиболее глубоководные из известных в регионе, с самыми богатыми и теплолюбивыми палеофаунистическими и палеофлористическими комплексами (Граве и др., 1969; Гудина, Евзеров, 1973, Лаврова, 1960, Korsakova, 2009). Эти породы формировались во время микулинской (бореальной) морской трансгрессии в экологической обстановке, более благоприятной, чем современная. Понойские слои сложены только регрессивной серией морских осадков. На северо-востоке Кольского полуострова, в бассейне Баренцева моря, эта толща подстилается ледниково-морскими (слоистыми глинами) среднеплейстоценовыми позднеледниковыми отложениями, которые на побережье Белого моря не установлены. В беломорской депрессии морские межледниковые микулинские (эемские) осадки (понойские слои) с резким контактом залегают на морене, относительный возраст которой определен как московский. Имеющиеся геохронологические данные показывают, что возраст понойских слоев, формировавшихся в относительно теплом море, варьирует от 120–130 до 100–105 тыс. лет (Корсакова и др., 2004, Molodkov, Yevzerov, 2004; Evzerov, Koshechkin, 1977) в депрессии Белого моря, что соответствуют МИС 5e – 5d. Несколько моложе породы морского генезиса на побережье Баренцева моря, где полученные возрастные данные говорят о существовании здесь относительно теплого морского бассейна, возраст которого более 90 тыс. лет. Отсутствие в известных разрезах трансгрессивной серии межледниковых осадков свидетельствует о гляциоэвстатической природе микулинского моря, когда максимум трансгрессии отмечается в позднеледниковье.