Сучасні, новітні і давні тектонічні рухи

Сучасні тектонічні рухи пов’язуються з особливостями розвитку структури земної кори на новітньому етапі, починаючи з олігоцену, тобто за останні 40 млн. років, а також із специфікою методів, що використовуються при цьому. Справа в тому, що до початку олігоцену склались умови для утворення структур і рельєфу, близькі до сучасних. Останнє дало можливість вирішення зворотного завдання - по сучасному рельєфу судити про спрямованість, амплітуду і швидкість новітніх рухів, що складає основу геоморфологічних методів їх вивчення. Із етапу новітніх рухів особливо виділяють сучасні рухи, а іноді ще й молоді рухи.

Під сучасними рухами переважно мають на увазі рухи останніх трьох сторіч, коли для їх вивчення стали застосовувати інструментальні, геодезичні методи. Початок їх застосування відноситься до XVIII ст., коли знаменитий шведський природознавець А.Цельсій, який зацікавився рухами рівня Балтійського моря, зробив засічки на гранітних скелях Швецького узбережжя. В XIX ст. по таких засічках у Швеції і Фінляндії встановили, що північна частина цього узбережжя зазнає підняття, південна - опускання.

Існує два методи вивчення сучасних вертикальних рухів: водомірний і повторного нівелювання.

Водомірний метод. Починаючи з 80-х років минулого сторіччя, в багатьох портах світу встановлено водомірні прилади. Спочатку встановлювали рейки, а потім мореографи з самозаписами для спостереження положення рівня моря. Ці зміни обумовлюються двома причинами: 1) власними, так званими евстатичними коливаннями рівня Світового океану, пов’язаними із змінами об’єму його водної маси або рельєфу дна; 2) підняттям або опусканням берегів. Алгебраїчне сумування результатів спостережень по всіх портах світу, де встановлено водомірні прилади, показує, що в останнє сторіччя проходить систематичне підняття рівня океану зі швидкістю приблизно 1.2 мм/рік. Воно викликане, перш за все, таненням льодовикових щитів Антарктиди і Гренландії в зв’язку з потеплінням клімату Землі. Однак, зареєстровані зміни рівня мають більш високі значення і різний знак, що вказує на переважаюче значення другого фактору - рухів берегової суші. Щоб одержати правильне представлення про амплітуду і швидкість останніх, необхідно відняти у випадку занурення або додати до заміряної величини евстатичну компоненту - 1.2 мм/рік.

Водомірні спостереження проводяться не тільки на берегах океанів і морів, але й на великих озерах і ріках, де інтерпретація їх результатів не відрізняється від вищенаведених.

Метод повторного нівелювання - найбільш точний метод визначення сучасних тектонічних рухів. Порівняння результатів нівелювання, проведених по одній і тій же лінії з деякою перервою у часі, дозволяє встановити зміни у висотному положенні окремих пунктів. Цей метод можна застосовувати у будь-якому районі. Найбільш достовірні результати можна отримати при порівнянні ходів нівелювання, які повторно проведені через 10-20 років.

Якщо нівелювання проведено по одній і тій же лінії не два, а більше разів, то в цьому випадку можуть співставлятись не тільки перший і останній заміри, але й проміжні. Таким чином можна заміряти середні швидкості руху за різні проміжки часу.

Повторне нівелювання проводилось по чисельних напрямках в західних, південно-західних і південних районах Східноєвропейської платформи. За результатами нівелювань1913-1932рр. з нівелюваннями 1945-1950 рр. Ю.А.Мещеряковим та іншими побудовано карту сучасних вертикальних рухів земної кори для всієї Східної Європи (рис.2.2). На карті видно, що на заході Руської рівнини вирисовується меридіональна Естонсько-Карпатська зона сучасних піднять. Друга зона піднять займає серединне положення. Тут Підмосковний басейн занурюється, а деякі міста піднімаються. Наприклад, Таллін піднімається із швидкістю 2.3 мм/рік, Вільнюс - 3.8, Харків - 3.9, Київ - 0.4 мм/рік. Район Донбасу піднімається із швидкістю 2-6 мм/рік. Серед міст, які занурюються, Вітебськ (-1.4 мм/рік), Санкт-Петербург (-0.4 мм/рік). На головному Кавказькому хребті встановлено швидкості піднять до 12-15 мм/рік. Парадоксальним виявилось те, що на Руській рівнині в центральній частині Українського щита, швидкість піднять не менша, ніж на Кавказі. Якщо допустити, що підняття тут проходило із такою швидкістю на протязі останнього мільйона років, то воно повинно би створити (без поправки на денудацію) гори висотою до 10 км.

1 - виступи (+) і западини (-) складчастого фундаменту; 2 - сучасні підняття (+) і опускання (-); 3 - ділянки відповідності (за знаком) структури і рухів; 4 - те ж саме, але невідповідності.

Рисунок 2.2 - Вплив геологічної структури на сучасні рухи західної частини Східноєвропейської платформи (за Ю.А. Мещеряковим)

А взагалі швидкість сучасних рухів виявляється мінімум на один порядок вищою, ніж заміряна методом аналізу товщин для рухів більш давнього геологічного минулого, і на порядок вищою, ніж встановлена геоморфологічними методами для новітніх рухів. Пояснити це можна двома причинами: 1) реальне прискорення вертикальних рухів в новітню і особливо в сучасну епоху і 2) вертикальні рухи мають коливний характер, а тому дійсне представлення про їх швидкість може дати тільки алгебраїчне сумування за досить тривалий проміжок часу.

Сучасні коливні рухи проходять на материках повсюдно. Їх швидкість переважно змінюється від декількох мм/рік до 1 см і більше. Великі швидкості сучасного підняття спостерігаються в областях останнього покривного зледеніння на Балтійському і Канадському щитах, а також в гірських областях, хоч нема систематизованої значної різниці між швидкістю сучасних рухів в горах і на рівнинах.

Важливим показником коливних рухів взагалі є їх градієнт, тобто зміна відносної висоти двох точок, віднесена до відстані між ними і до одиниці часу.

Переважно градієнти сучасних коливних рухів змінюються від 2х10^-8 до 5х10^-8 рік^-1, що відповідає приросту різниці висот між точками, розташованими на відстані 100 км, на 2-5 мм/рік.

Основним методом вивчення горизонтальних тектонічних рухів до недавнього часу служили методи повторної триангуляції. Зараз вивчення горизонтальних рухів проводиться за допомогою лазерних дальномірів.

Результати вивчення горизонтальних рухів показали, що їх швидкість не менша швидкості вертикальних рухів і навіть деколи переважає її. При цьому горизонтальні рухи мають не коливний, а спрямований характер, чим пояснюється їх більша амплітуда, ніж у вертикальних рухів.

Детальне вивчення сучасних рухів вказує також на розчленованість земної кори на глиби розміром в кілометри і десятки кілометрів, які в тій або іншій мірі рухаються самостійно. В цьому зв’язку градієнти сучасних рухів різко збільшуються біля розривів, які розділяють глиби на окремі блоки.

Новітні коливні рухи сформували майже весь сучасний рельєф континентів. В більшості випадків їх історія сягає початку міоцену, а місцями ще молодша. Тривалість цього етапу змінюється від 5 до 20 млн. років.

Оскільки новітніми рухами створено основні риси сучасного рельєфу земної поверхні, то головними методами їх вивчення є геоморфологічні методи. Вони спрямовані не тільки на вивчення новітніх рухів, але й на виявлення структур, які продовжують свій розвиток. Необхідність вивчення таких структур ставить за мету виробити і теоретично обгрунтувати основні напрямки пошуку і розвідки корисних копалин, особливо покладів нафти і газу, рудних і розсипних родовищ тощо.

Для визначення новітніх тектонічних рухів застосовуються наступні методи:

1 Орографічний і батіметричний методи. Дані методи є найбільш простими із геоморфологічних методів. Перший із них застосовується в тих областях суші, де швидкість вертикальних рухів набагато перевищує швидкість денудації. Такими областями є області епіплатформового орогенезу, де склепінні та склепінно-глибові підняття і западини, що їх розділяють, досить виразно виражені у рельєфі. Більш дрібні складчасті дислокації дуже добре виражені орфографічно на зануреннях складчастих систем, на периферії, рідше в осьових зонах передгірських і міжгірських депресій.

Батіметричний метод застосовується для виявлення піднять і опускань земної кори різного масштабу в межах морів та океанів, що знаходяться нижче дії хвиль, тобто на глибинах 150-200 м.

2 Морфометричні методи. Для більш детального оконтурення піднять і западин та виявлення активних розломів в межах сильно розчленованих денудацій молодих гірських провінцій і денудаційних рівнин платформ застосовуються різні морфометричні методи.

Вихідним матеріалом служать топографічні карти, які обробляються таким чином, щоб зняти вплив денудаційного розчленування, особливо ерозійного зрізу. Методи такого зняття різні. В одних випадках застосовується проведення кривих, що проходять через переріз тальвегів долин одного порядку однойменними ізогіпсами або кривих, що з’єднують позитивні виступи та окремі відмітки близьких по значенню горизонталей.

3 Вивчення морських узбережжів. Наявність такого природного репера, як рівень моря, створює можливість виявлення і кількісної оцінки піднять і заглиблень узбережжів. Найкращі умови для цього знаходяться в районах розвитку морських терас. Тераси являють собою полого нахилені в сторону моря ділянки, які відповідають верхній частині колишньої материкової мілини, що примикала до давнього берегового уступу. Її тильний шов відповідає береговій лінії часу формування тераси і саме по ньому вимірюється його сучасна висота над рівнем моря. Вироблення уступу і вирівняної поверхні самої тераси вказує на відносно стійке положення берегової лінії біля підніжжя тераси. Потім повинно пройти пониження рівня моря і вироблення нової тераси на більш низькому рівні.

Таке пониження може бути наслідком двох причин: проявленням від’ємних коливань або підняттям суші. У першому випадку тераси прослідковуються на однаковій висоті і різниця їх відміток витримується на великій відстані. Це характерно для платформових областей. У другому випадку висота терас і різниця їх відміток зазнає значних коливань. На ділянках інтенсивного занурення і накопичення осадів вони зближуються, а потім занурюються нижче рівня моря. На шельфі біля берегів часто зустрічаються затоплені тераси, що свідчить про швидке підняття рівня моря або швидке опускання суші.

Для берегів, які зазнають занурення, характерним є різко порізаний контур з чисельними затоками, бухтами, півостровами тощо. На шельфі напроти таких берегів часто спостерігаються сліди затопленого підземного рельєфу - підводне продовження річкових долин, дюни, бархани, затоплені ліси тощо.

Для берегів, що зазнають підняття, властиві більш або менш вирівняні риси. Берег має акумулятивний характер, з’являються лагуни, підняття коралових рифів та ін.

4 Вивчення річкової сітки і річкових долин. Виникнення річкових долин, як правило, визначається тектонічними умовами. Вони переважно розвиваються вздовж розривів, зон підвищеної тріщинуватості і синклінальних заглиблень. При перебудові структурного плану ріки вимушені пристосовуватись до нових умов, покидаючи старі і утворюючи нові долини. Тектонічні рухи знаходять своє відображення в формі поздовжнього і поперечного профілю ріки на всій ділянці її протікання.

На ділянках відносних піднять збільшується нахил русла ріки, меандри зазнають випрямлення або пропадають, заплава звужується, а алювій представлений найбільш грубими уламками, ширина долини невелика, тераси вузькі тощо.

На ділянках відносного опускання нахил русла зменшується, заплава і вся долина розширюються, з’являються меандри, алювій складається із тонкого матеріалу, тераси широкі тощо. Часто спостерігається асиметрія річкових долин - один берег крутий, а протилежний пологий.

5 Вивчення поверхні вирівнювання застосовується в межах міжрічкових, водороздільних просторів та денудаційних рівнин. Найбільш молоді поверхні вирівнювання переважно відносяться до ранньочетвертинного віку, а найбільш ранні - до олігоцену і міоцену в складчастих областях і до палеогену - верхньої крейди на платформах. Тому вивчення поверхонь вирівнювання, їх деформацій служить єдиним методом відновлення тектонічних рухів суші - неоген-палеогенового і мезозойського періодів.

Початково поверхні вирівнювання представляли собою денудаційні, абразійні або абразійно-акумулятивні рівнини. В процесі їх підняття при висхідних тектонічних рухах в центральній частині гірської споруди зберігаються залишки більш давньої поверхні, яка по периферії обмежена більш молодою. В результаті виникає ціла серія поверхонь вирівнювання.

Оскільки поверхня вирівнювання утворюється над рівнем моря, то їх поверхня може прийматися за горизонтальну. Сучасна абсолютна висота даної поверхні дає можливість визначити загальну амплітуду і швидкість підняття гірської споруди з часу її утворення. Різниця відміток між двома суміжними поверхнями дозволяє визначити амплітуду і швидкість підняття за час, який відділяє виникнення більш високої і давньої поверхні від більш низької і молодої.

Затруднення викликає визначення віку окремих поверхонь вирівнювання у тому випадку, якщо вони не перекриті палеонтологічно охарактеризованими відкладами. В цьому випадку доводиться застосовувати для співставлення так звані корелятивні відклади суміжних седиментаційних басейнів, зокрема міжгірських і передгірських прогинів.

Картографічний метод. Синтезом всіх даних про проявлення новітніх рухів є карти новітньої тектоніки. На цих картах кольоровими позначеннями показано розподіл новітніх піднять і занурень. Амплітуда піднять оцінюється за відмітками поверхонь вимірювання і сучасного рельєфу, амплітуда опускань-за положенням підошви міоценових або олігоценових відкладів в западинах. Недоліком таких карт є те, що на них неможливо показати горизонтальні рухи, а тільки деякі насуви і зсуви без вказання їх амплітуди.

Новітні коливні рухи на континентах такі ж повсюдні і постійні, як і сучасні тектонічні рухи. Існуючі зараз гірські хребти - результат новітніх піднять, тоді як низовини, як правило, в новітній час переважно зазнавали опускання. Форма терас і поверхонь денудації вказує на те, що гірські хребти утворюються в результаті склепінноподібного вигину земної поверхні, яка піддається розчленуванню ерозією. Високим підняттям в гірських областях протистоять такі ж глибокі депресії між хребтами, які заповнені осадами.

Разом з хребтами піднімаються тераси і поверхні денудації. Їх висота підняття може складати в залежності від віку процесів від 1,0 до 2,0 км. На рівнинах підняття поверхні денудації значно менша і не перевищує 300 м.

Визначення швидкостей новітніх коливних рухів можливе тільки шляхом усереднення за тривалий період, або за весь неотектонічний етап (10-20 млрд.р.), або за окремі його періоди. Найменш тривалим періодом є голоцен (біля 10000 р.). Періоди усереднення для новітніх рухів завжди на багато порядків більші, ніж періоди усереднення для сучасних рухів. Як приклад можна навести дані по Головному Кавказькому хребту. Якщо за весь неотектонічний етап (від середнього міоцену до сучасного часу) він піднімався із середньою швидкістю 0,5 мм /р_., а за четвертинний період - із середньою швидкістю 2-3 мм /р., то зараз він піднімається із швидкістю до 12 мм /р_..

Давні (донеогенові) вертикальні рухи земної кори на континентах залишили свої сліди у фаціях і товщинах порід. Тому відтворюються вони геологічними методами. Прямими методами можна вивчати тільки прогини, оскільки в них накопичувались осадові відклади. Історія піднять відновлюється побічно, тобто за тим впливом, який вони здійснюють на накопичення осадів у сусідніх прогинах.

Фації осадів виступають як індикатори батиметричного рівня утворення осадів і зміни цього рівня протягом певного часу. Для морських осадів батиметричний рівень-це глибина морського басейну, в якому проходило осадконакопичення. Континентальні відклади, як правило, утворюються вище рівня моря.

Виділяють перш за все континентальні фації-річкові, озерні, дельтові, болотні, алювіальних рівнин, які утворились приблизно на рівні моря або дещо вище від нього.

До перехідних типів відкладів відносять лагунні фації, які виражені солями, гіпсами, паралітичним вугіллям. Їх утворення проходило на рівні моря.

Прибережні осади відкритого моря - гальки і піски різної зернистості, а також уламкові та оолітові вапняки. На малій глибині (до декількох десятків метрів­) утворюються рифогенні та водоростеві вапняки.

Мілководна фація (до 200 м) характеризується утворенням тонкозернистих вапняків. Для глибини біля 100 м типово присутні глауконіт, а також фосфорити.

В помірно глибоких умовах (до декілька сотень метрів) серед осадків переважають глини, пропадає органогенний вапняк, заміщуючись хімічно осадженим чистим вапняком.

Якщо глибина досягає 3-4 км репери стають досить невизначеними . Карбонатні породи відсутні. На таких глибинах утворюються переважно кременисті породи і тонкоритмічний фліш.

Зміна фацій осадів по розрізу знизу вверх, як правило, означає зміну на протязі певного геологічного періоду рівня відкладання осадів. Виходячи із тих оцінок глибини рівня, які ми приймаємо, то зміна осадконакопичення може бути зображеною у вигляді кривої. Така крива характеризує коливання земної поверхні, її опускання і підняття. Переважно її називають геоморфологічною кривою або кривою занурення областей осадконакопичення (рис. 2.3).

Слід також враховувати товщину осадів. Якщо нехтувати вторинними змінами, то товщина осадового шару вказує на скільки підошва даного стратиграфічного підрозділу встигла зануритись під тим рівнем, на якому проходило осадконакопичення в кінці формування цього підрозділу. Отже, товщина осадів вказує на тектонічний процес прогинання і в принципі є мірилом цього прогинання. Якщо осадконакопичення проходить з такою ж швидкістю як прогинання земної кори, то рівень осадкоутворення не зміниться і геоморфологічних коливань не буде. Якщо накопичення осадів відстає від прогинання, то рівень осідання буде опускатися, але з меншою швидкістю і меншою кінцевою амплітудою, ніж тектонічне прогинання земної кори. Якщо ж накопичення осадів проходить швидше від тектонічного прогинання, то рівень осідання буде підніматися.

Рисунок 2.3 - Максимальні швидкості занурення областей осадконакопичення за періодами (1), епохами (2) і віками (3) Східноєвропейської платформи (за А.М. Сичовою-Михайловою)

Останній випадок заслуговує особливої уваги. Зміна фацій вказує на обміління басейну і навіть на зміну морських умов континентальними, тоді як земна кора тектонічно прогинається. Приклади такого протиріччя процесів зустрічаються досить часто, особливо в передових прогинах, які утворюються поряд з піднятими гірськими хребтами. Бурхливе знесення уламкового матеріалу з піднятого хребта значно переважає швидкість прогинання, що веде до обміління басейну і до переходу від морських фацій до континентальних.

Якщо нас цікавить амплітуда прогинання на протязі якого-небудь стратиграфічного підрозділу, то ми повинні заміряти товщину останнього, а потім порівняти глибину утворення для осадів, які залягають в підошві і покрівлі того ж підрозділу. При незмінному рівні осідання товщина осадів вкаже на амплітуду прогинання. Якщо ж зміна фацій свідчить про зміну рівня осідання, то слід внести відповідну поправку - зі знаком плюс у випадку поглиблення басейну і зі знаком мінус у випадку його обміління.

Не дивлячись на всі умовності, товщини відкладів відображають амплітуду прогинання земної кори, а не фізико-географічні фактори. Уламковий матеріал, який знесено з суші, попадаючи в морський басейн, зазнає впливу водного середовища. Найбільш загальний і повсюдний характер мають рухи води, викликані морськими хвилями.

Відомо, що при наявності хвиль, частина води рухається у вертикальній площині по замкнутих орбітах, кругових далі від берега і по еліптичних близько берега. У відкритому морі при сильному тривалому вітрі хвилі досягають довжини 200 м. Отже, ця цифра характеризує максимальну глибину проникнення хвиль. З наближенням до берега, на мілководді довжина хвилі зменшується. Відповідно зменшується й глибина дії хвиль. Саме базис дії хвиль відіграє провідну роль в механізмі компенсації прогинання накопиченням. Справа в тому, що стійке накопичення осадів можливе тільки нижче цього базису. Осади, які виявилися вище базису, піддаються безперервному перемиванню і переміщенню аж поки не викинуться з підвищених ділянок в більш глибокі місця. Таким чином, хвильові коливання ніби шліфують дно, вирівнюючи його на певній глибині.

Якщо на шельфі весь простір нижче базису дії хвиль заповнений осадами, то заново поступлений матеріал виноситься на континентальний схил. Але як тільки на шельфі пройде опускання земної кори, то він знову заповнюється осадами. Якщо деякі ділянки шельфу будуть підніматися, а інші опускатися, то з перших, як тільки вони піднімуться вище базису, матеріал буде змиватися і товщина його буде зменшуватись, а в межах других осади будуть продовжувати накопичуватись і товщина їх зростає. В цьому полягає механізм, який намагається постійно підтримувати відповідність між розміром прогинання і товщиною накопичених осадів.

Точна відповідність між прогинанням і накопиченням при цьому можлива лише при наступних умовах: а) глибина базису дії хвиль не змінюється; б) осадового матеріалу достатньо, щоб заповнити простір можливого накопичення; в) хвильові коливання проводять перерозподіл матеріалу з такою ж швидкістю, з якою він приноситься.

Названі умови в природі точно не витримуються. Але наявність загальної тенденції до компенсації вказує на те, що переважно викликані порушенням вказаних умов відхилення від компенсації невеликі.

Розглянемо коротко процеси, які проходять в областях підняття.

В таких областях осадові відклади не накопичуються, а навпаки, вони розмиваються і товщина раніше накопичених осадів зменшується. Якщо де-небудь на суші чергуються підняття і опускання, то в кожний даний момент товщина того або іншого підрозділу відповідає алгебраїчній сумі всіх опускань і піднять, що відбувалися з початку накопичення. Якщо переважали опускання, то збережена товщина дорівнює різниці між сумою опускань і сумою піднять. Якщо переважали підняття, то не тільки всі підрозділи будуть змитими, але й частина нижчележачих порід буде розмитою. В цьому випадку різниця між сумою піднять і сумою опускань вимірюється глибиною розмиву нижчележачих порід. Визначити цю глибину можливо тільки в тому випадку, якщо вдається відновити початкову товщину розмитої товщі. Точне відновлення існуючої до розмиву товщини пластів можна зробити тільки співставленням із сусідніми ділянками, де даний стратиграфічний підрозділ міг зберегтися.

Наведена вище тенденція до компенсації вказує, що в геологічний розріз континентів переходить переважно вирівняна поверхня, на якій прогини заповнились осадами, а підняття зрізані. Така вирівняна поверхня відображає загальну спрямованість процесів, які проходять на поверхні континентів.

Характер осадів при вивченні історії коливних рухів земної кори використовують не тільки для визначення змін рівня осідання, але також для оконтурювання областей піднять, які піддалися розмиву. Області піднять завжди обмежуються шлейфом уламкових осадів.