Геодинамічні фактори неотектонічної еволюції земної кори заходу східно-європейського кратона
Основні риси різних етапів формування допозднеолігоценових структур платформного чохла регіону зумовлювалися поєднанням глобальних і регіональних геодинамічних факторів. До перших з них відносяться геодинамические процеси, пов`язані з подіями глобального рівня: розсуванням літосферних плит (спрединг океанічних Рифт і розкриття нових океанів) і формуванням пасивних континентальних окраїн, зближенням і подальшим зіткненням (колізією) літосферних плит, субдукцией однієї з плит і закриттям раніше існували океанічних западин (Тетіс), що супроводжується потужним динамічним впливом формуються колізійних складчастих поясів на прилеглі райони платформ. До найважливіших геодінамичних факторів стуктурообразованія регіонального рівня насамперед відноситься континентальний ріфтогенез, багато в чому тісно пов`язаний з «зовнішніми» по відношенню до внутріплітнимі областям глобальними геодінамичних подіями.
Найважливішим геодінамичних подією кіммерійсько-альпійського етапу є колізійне зіткнення Афрікано-Аравійської та Індійської плит з Євразійською, перший контакт яких і початок розпаду палеоокеана Тетіс відносяться до кінця крейди - початку палеогену і корелюють з максимальними значеннями швидкості спрединга (до 17-18 см / рік) . Наступний пік колізії Індійської та Євразійської плит стався в ранньому олігоцені (початок глобальної неотектонічної стадії) і призвів до закриття Тетиса на Гімалайському ділянці. В результаті подальшого розвитку колізійних процесів середньому міоцені остаточно перервався зв`язок між Тетіс і Атлантикою, а Середземне море стало околицею Атлантичного океану. У пізньому міоцені неодноразово закривався Гібралтарську протоку і в осушуваних улоговині Середземного моря накопичилася потужна (до 2 км) товща евапоритів.
До середнього міоцену приурочена глобальна активізація вулканізму, орогенеза в коллизионном Альпійсько-Гімалайському поясі, морфологічний оформлення двох ланцюгів (зон) цього складчастого пояса: північній (Бетіди, Піренеї, Альпи, Карпати, Балкани, Крим, Кавказ і ін.) І південної (Атлас , Дінаріди, Тавриди, Загрос і ін.). Колізія Афрікано-Аравійської та Євразійської літосферних плит викликала освіту за зовнішньою (північній) периферії орогена не тільки перекинутих на північ складчастих структур а й великих тектонічних покривів (ультрагельветскій, Пеннінські), що перекривають молоді моласси крайових прогинів і насунутих на 100 км і більше в північному напрямку (рис. 6.6). Остаточне формування гірських хребтів відбулося вже в четвертинний час, причому плейстоценовими фаза орогенеза значно сильніше проявилася на Кавказі.
Прояв позднеальпійского тектогенеза в різних регіонах (Європа, Африка, Середня Азія, циркумтихоокеанською зона та ін.), Масштаб складчастих і надвігових деформацій і збіг основних фаз орогенезу з фазами активізації неотектонічних рухів в межах платформних областей дозволяє вважати динамічний вплив Альпійсько-Карпатського орогена одним з головних геодинамічних чинників формування неотектонічних структур заходу Східно-Європейського кратона (зона впливу Кримсько-Кавказького орогена в основному распро траняется на інші регіони кратона). Тангенціальне стиснення, що поширився на внутрішню частину Євразійської плит літосфери з боку Альп і Карпат, зумовило основні особливості поля напружень в земній корі і сприяло появі Центрально-Європейської зони підняттів зі складною системою блокових структур і грабенів.
Найважливішим геодінамичних фактором регіонального рівня є континентальний ріфтогенез. Континентальним рифтам належить важлива роль в процесах структуроутворення на території Східно-Європейського кратона. Такі структури визначають характер внутріплітнимі тектоніки на роасстояніі до декількох сотень км від основного рифтової грабена.
Комплекс геологічних даних свідчить про те, що в середньому плейстоцені почалося закладення улоговини Балтійського моря і формування Чорноморсько-Балтійського вододілу. За останні 0,4 млн. Років в східній
частини улоговини Балтійського моря (район Ботнічної затоки і Східно-готландскіх западини) амплітуда низхідних неотектонічних рухів склала не менше 150-200 м, що зумовило появу молодої Балтійсько Білоруської синеклизи і неотектонічне перекосу території Білорусі на північний захід у бік Балтики. У Ботническом і Фінській затоках Балтійського моря в середньому і пізньому плейстоцені сформувалася система грабенів, походження яких до цих пір залишається предметом дискусії.
В даний час є два погляди на природу улоговини Балтійського моря. Перший з них пояснює її появу переважно льодовикової ерозією, другий відводить основну роль тектоніку. Аналіз особливостей распредеshy-лення потужностей і складу четвертинних отлоshy-жений, розрахунок балансу мас винесених з центshy-ральной і східної частин улоговини і переотshy-викладених порід показують, що лише близько 40-50% загального обсягу улоговини може бути пов`язано з екзарація. На користь неотектонічне походження більшої частини Балтійської депресії кажуть розбіжність кордонів леднікоshy-вих покривів і акваторії, поступове погружеshy-ня в західному напрямку під рівень моря Есshy-тонского глінта ніжнепалеозойських порід, котоshy-які ще в ранньому плейстоцені розміщувалися в піднятою області знесення, існування в Ботshy-ническом затоці опущеного блоку збережених від ерозії верхнепротерозойских і ніжнепалеоshy-зойскіх відкладень.
Улоговину Балтійського моря по особенносshy-тям геологічної будови, історії розвитку і морфології можна розділити на дві существенshy-но відрізняються частини: західну і східну. Західна Балтика розташована на площі заshy-Падни-Європейської молодий платформи. Тут в основному незначні глибини, на дні моря під четвертичной товщею виступають мезозойської-кайнозойські морські відкладення. В еоцені, в олігоцені і, в меншій мірі, в міоцені сюди зі стоshy-ку Північного моря поширювалася шельфовая область великого транс`європейського морскоshy-го басейну. У плейстоцені в оформлення цієї частини улоговини Балтики порівняно великий внесок внесли ерозійні процеси, зокрема, льодовикова екзарація. Тому щодо Західної Балтики можна зробити висновок про відносно спокійному і переважно унасshy-ледованном характері тектонічного розвитку з кінця мезозою до теперішнього часу.
Зовсім іншу геологічну історію має східна частина сучасної акваторії Балтійського моря, розташована в межах Восshy-точно-Європейського кратона. Приурочені до Балтійської синеклизе палеозойские і мезозойські морські трансгресії охоплювали тільки південну периферію сучасної акваторії Східної Балтики. У ще більш вузькій смузі тут (Самбійского півострів, Гданську затоку і ін.) Распростshy-поранені палеогенові морські відкладення. Северshy-ва велика частина Східної Балтики протягом тривалого геологічного часу аж до еемского (муравінского) межледниковья (близько 130 тис. Років наshy-зад) залишалася піднесеною областю знесення в сводовой частини Балтійського щита. - найнадійніші і швидкі вантажні перевезення по РосіїБасейн Східної Балтики в основному сфорshy-мировалось протягом останніх 0,4 млн. Років. До середини плейстоцену немає свідоцтв існування Балтійського моря. У той час річковий стік здійснювався з боку Фенноскандии через територію майбутньої улоговини в сторону великих прісноводних водойм Центральної Європи. Зміни пов`язані з початком голип-тейна. Трансгресія гольштейнского моря проісshy-ходила з боку Північного моря і досягала території Литви і Латвії на сході. Поява в Гольштейнських олександрійському) межледниковье морського басейну в восshy-точної частини Балтійської депресії сопровождаshy-лось перебудовою річкової мережі і зміною наshy-правління течії річок на території прілегаюshy-щих районів заходу Східно-Європейського кратона. Ботнический і Фінську затоки образоshy-валися вже після Гольштейна.
У пізньому плейстоцені під час земського межshy-ледниковья улоговина Балтики в основному вже придбала близькі до соshy-тимчасовим обриси, причому площа земського морського водойми була навіть більшою, ніж совреshy-тимчасової акваторії. Між Онезьке озеро і Білим морем існував протоку шіріshy-ної до 200 км. На Онезьке-Біломорсько водоразshy-справі на відмітках до 120-140 м вище современноshy-го рівня Балтики ще в кінці 30-х рр. були усshy-тановлен морські відкладення. Г.І. Горецький довів еемскій вік цих відкладень і покаshy-зал, що морська протока, що отримав назву Карельського межледникового моря, мав значіshy-тільні розміри при нормальній солоності вод і невеликий (близько 20 м) глибині.
Під час деградації останнього (поозерского, вайхзельского) льодовикового поshy-притулку (близько 10-12 тис. Років тому) в улоговині Балтійського моря розташовувалася серія швидко меshy-нявшіх свої обриси пріледникових озер. Близько 11-12 тис. Років тому утворилося Балтійське льодовикове озеро, яке залишило сліди трьох основshy-них пов`язаних з зупинками льодовика на рубежі гряд Сальпаусселька-1, -2 і -3 фаз свого розвитку у вигляді берегових ліній на різній висоті. У реshy-док відступу льодовикового краю близько 10,3-10,7 тис. Років тому стався спуск Балтійshy-ського льодовикового озера. На щодо коротshy-кое час в Східній Балтиці утворилося Іольдієвоє море, яке через протоку в Центshy-ральной Швеції мало з`єднання з Атлантічесshy-ким океаном. Пізніше через швидке ізостатичного підняття протоку закрився і утворилося Анціловое озеро, яке існувало в інтервалі геологічного часу з 9,5 до 7-8 тис. Років тому.
Після нового з`єднання Балтійського моря з океаном через Датські протоки почалася солоноватоводной Літорінового стадія. Берегові лінії названих водойм поздне- і післяльодовикових етапів розвитку Балтійського басейну внаслідок ізостатичного здіймання випробували значітельshy-ву деформацію. Найбільш значне подняshy-тя (до 180-200 м) встановлено на зводі Балтійскоshy-го щита з максимумом поблизу північного окончаshy-ня Ботнічної затоки, при цьому ізолінії изостатических рухів орієнтовані перпендикулярно до осі Ботнічної затоки.
Мабуть, одночасно з підняттям бортів затоки відбувалося відносне опускання його дна. В результаті взаємодії перечісленshy-них чинників відбулося деяке скорочення загальної площі морського водойми при зростанні його глибини і сформувалися сучасні очерshy-вання берегів Ботнічної і Фінської заток. В даний час триває ізостатичне підняття бортів Ботнічної затоки (зі скороshy-стю до 7-8 мм в рік) і, очевидно, тектонічна прогинання грабенов в його осьової частини.
Все це свідчить про молодому віці улоговин Східної Балтики, Фінської і Ботніshy-чеського заток, які в сукупності, по-відіshy-мому, являють собою закладається рифтовую систему. Останній висновок подтверждаетshy-ся поруч різних ознак. Перш за все це - глибокі западини в рельєфі дна, з коториshy-ми пов`язані максимальні амплітуди неотектонічних прогинання. Вони мають форму вузьких лінійно витягнутих структур грабенового типу. Гольштейн-голоценових прогинання досягають тут максимальних величин (150-200 м і більше). Новейshy-Шая розломна мережу обмежує і чітко вимальовує ці грабенообразниє структури. Усередині дна заток і півдня Східної Балтики розломи намічають ряд блокових лінійних структур типу горстов (Центрально-ютландська підняття) і грабенів (Західно- та Східно-готландскіх грабени). До крайовим обмеженням грабенов приурочена підвищена сейсмічність. Ці особливості найбільш чітко видно на приshy-міру Ботнічної затоки, який расshy-покладений в зоні максимальних значень послеледshy-ників сучасних вертикальних рухів. Узбережжя затоки відрізняються високою сейсмічshy-ністю, що пов`язано з приуроченностью епіцентshy-рів до зон розривних порушень, протягіваюshy-щимся уздовж затоки. Локальні позитивні аномалії теплового потоку зафіксовані у внутрішніх частинах моря (район островів Готланд, Курську, Фінську затоки і ін.). У готландскіх-Ботнічної зоні грабенів відзначається сокращеshy-ня потужності земної кори, причому різниця в заshy-леганіі поверхні Мохо досягає 10-15 км.
Д.І. Гарбар, який виділяє структуру Фінської затоки під назвою Таллінський-Петербурзького рифту, крім зазначених раніше прізнаshy-ков, вказує, що тут зафіксовані локальshy-ні аномалії електропровідності, серія епіцентshy-рів землетрусів з магнітудою 2-4 бали і глибинами Гіпоцентр в 15-20 км, многочісленshy-ні інтенсивні аномалії радону та інших газів, смуга радіоактивних аномалій. Фінська зона грабенів не обмежується Фінською затокою, а, швидше за все, простягається далі на схід-севеshy-ро-схід і включає прогини Ладозького і Онезького озер і Білого моря. В цілому готландскіх-Ботнічної і Фінська зони грабенов обраshy-товують формується в новітній етап розвитку Східно-Балтійську рифтовую систему, котоshy-раю геометрично має характерний малюнок типу «потрійного зчленування».
За аналогією з геодінамичних особливостями еволюції інших континентальних Рифт (напрмер, Прип`ятського палеоріфта) в першу фазу (фаза розтягування) еволюції молодий Східно-Балтійської рифтової системи в широкій (до 250-300 км і більше) смузі, захоплюючої більшу частину Білорусі і приблизно відповідної площі білорусько-Балтійської синеклізи, повинна розвиватися система протяжних лістріческіх скидів, субпараллельно простиранию основного (Ботнічної) променя «потрійного зчленування», а також серія обмежуються такими порушеннями великих ступенів.
Багато особливості неотектонічне структурного плану Білорусі, Країн Балтії та прилеглих районів Росії, а також виявлений характер неотектонічних полів напружень цього регіону цілком узгоджуються з таким сценарієм. Формуються глибинними лістріческіх скидами, фрагментами спадщини давніші розломи в платформенном чохлі і фундаменті (Скидельський, Щучинський, Васілевічскій, Чашнікскій і ін.), Можуть виявитися найбільш великі неотектонические флексурно-розломні зони субмеридионального простягання (Гродненська-Кобринська, Витебско-Лоєвського і ін. ). Смоленська щабель Воронезько-Тверській антеклізи і майже вся Литовсько-Естонська монокліналь вже зараз мають характер великих ступенів, що мають досить чітко виражені уступи і займають різні гіпсометричні рівні. Ці структури в загальних рисах відповідають трьом виділеним В.А.Ісаченков великим гіпсометричним сходами в рельєфі покрівлі корінних (дочетвертинного) порід: Центрально-Руській, Білорусько-Прибалтійській і Балтійської.
Третім з найбільш значущих чинників новітнього тектогенеза заходу Східно-Європейського кратона є вплив плейстоцеshy-нових льодовикових покривів (у тому числі періодічесshy-кое поява і подальше зняття значної граshy-вітаціонной навантаження на площі поширення льодовиків, що зумовила гляціоізостатіческіе колебаshy-тільні вертикальні
переміщення земної кори з амshy-амплітуди до декількох десятків і навіть перших сотень метрів, а також, можливо, ізостатичне підняття блоків земної кори по периферії обshy-ласті плейстоценових древнематерікових оледенений. Особливості прояви гляціоізостатіческіх рухів на території Білорусі розглянуті в розділі 4. Геодинамическая модель гляціоізостатіческой активізації тектонічних рухів і гляціотектоніческой переробки подстилающих льодовик порід. Серед великих неотектонічних структур території Білорусі, на формування яких помітний вплив зробили гляціоізостатіческіе процеси, перш за все слід назвати Полоцьку депресію. Швидше за все, льодовикова навантаження впливала не тільки на «пожвавлення» блокових рухів земної кори, але і на підземну гідросферу і галокінез.
Висновки. Визначено інтервал геологічного часу, відповідний неотектонічної стадії в складі кіммерійсько-альпійського етапу тектогенеза стосовно території Білорусі (пізній олігоцен-антропоген) - в рамках неотектонічної стадії виділено 3 подстадии: раннеолігоцен-середньоміоценових, позднеміоцен-раннеплейстоценового і среднеплейстоцен-голоценових, істотно відрізняються за характером накопичення опадів, тектонічних процесів, геодинамічних обстановок. Встановлено основні фази неотектонічної активізації, що припадають на середній міоцен і середній плейстоцен і відповідні рубежів між новітніми формаціями. Виявлено головні геодинамические чинники, що визначали характер неотектонічних процесів, особливості напруженого стану верхньої частини земної кори на території Білорусі і суміжних областей заходу Східно-Європейського кратона (вплив Альпійсько-Карпатського орогена, закладення в середньому плейстоцені Східно-Балтійської рифтової системи, гляціоізостатіческое і гляціотектоніческое вплив плейстоценових льодовиків).
