Образование ледников

МИНИСТЕРСТВО  ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ

РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФГБОУ ВПО «УДМУРТСКИЙ  ГОСУДАОСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

 

Институт нефти и газа им. М.С. Гуцериева 

Кафедра « Разработка и эксплуатации нефтяных и газовых месторождении»

 

Специальность 131011 – Эксплуатация и обслуживание объектов

добычи нефти

 

 

 

 

 

 

 

Реферат

По дисциплине «Геология и Литология»

 

 

 

 

 

 

Выполнил студент 

Группы ЗСБ-131011-21(К)                                                   Перин А.В.

 

Проверил                                                                               Сергеев А.В.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ижевск -2012г.

Введение

 

Образование ледников –  это процесс сглаживания (градации) рельефа. Он может прерывать другие процессы такого рода, например речную эрозию, и накладывать на них отпечаток  своей эрозийной и аккумулятивной деятельности.

   Всего 10000 лет  назад, в плейстоценовую эпоху,  ледники покрывали огромные пространства  материков. Хотя с тех пор  ледники отступили, они в значительной  степени повлияли на рельеф. В  горных районах и в высоких  широтах северного и южного полушарий ледники и сейчас продолжают изменять ландшафт.

   Живописный ледниковый  рельеф обычно заставляет нас  забывать о том, что формирование  льда в любом месте способствует  процессам выравнивания, сглаживания  рельефа. Важно, прежде всего то, что вода, затвердевая и превращаясь в лёд, не сжимается, как большинство веществ, а наоборот, расширяется. Благодаря тому расширению лёд играет большую роль в физическом выветривании и в изменении поверхности суши.

   Лёд образуется  повсюду, где замерзает вода,- в озёрах, морях, реках, в грунте или в атмосфере. Мы привыкли видеть его в форме снега, который состоит из ажурных гексагональных кристаллов, очень изящных и красивых, но лёд встречается в различных других формах, например в виде кристаллов инея и игольчатых, ветвистых и похожих на перья масс, что оседают на оконных стёклах. В водоёмах лёд образует либо неправильные сростки крупных столбчатых (игольчатых) кристаллов, либо твёрдые массы, состоящие из вытянутых гексагональных кристаллов, длинные оси которые перпендикулярны поверхности воды.

  

 

 

 

Что такое ледники?

 

 Ледники - это естественные  массы кристаллического льда, перекрытого  уплотненным снегом - фирном. Они  образуются на земной поверхности  в результате длительного накопления  снега и отрицательных температур. Необходимым условием для образования ледников является сочетание низких отрицательных температур с большим количеством твёрдых атмосферных осадков. Такое сочетание характерно для областей высоких широт (приполярные и полярные области) и высокогорий.

    Современные ледники  занимают площадь около 16,2 млн.  км², т.е. около 11% поверхности  суши, а общий объем  заключённого  в них льда составляет около  30 млн. км³. Самые крупнее покровы  ледников в Антарктиде и Гренландии. Ими покрыты многие острова в Арктике (Новосибирские, Врангеля и др.). Существуют ледники и в горных областях.

   В горах ледники рождаются  выше уровня снеговой линии,  но при движении вниз могут  опускаться намного ниже. В этом  случае они переходят в область,  где масса ледника постепенно уменьшается в результате его механического разрушения, испарения или таяния. Эту область иногда называют областью стока или областью разгрузки ледника.

   Большое значение в преобразовании  снега или фирн, а затем и  в лёд имеют давление и сублимация (возгонка), под которой понимается испарение снега и льда и новая кристаллизация водяного пара. Общая направленность процесса следующая: снег→фирн→глетчёрный лёд. При этом из 10м³ снега образуется 1м³ льда.

Различают ледники стока — горные; покровные или растекания, которые всегда выпуклы и могут покрывать не только равнины, но и горы (в Антарктиде).

 

 

 

Типы ледников: ледник растекания, ледник стока и ледник смешанного (скандинавского) типа:

 

 

Образуются ледники  при превышении твердых атмосферных  осадков над их таянием.

Ледники имеют:

1) область питания,  где происходит накопление снега,  его перекристаллизация и превращение  со временем в ледяные крупинки  — фирн;

2) область движения, где  происходит экзарация;

3) область абляции, т.е. разрушения.

 

Общая площадь ледников составляет 11% земной суши с объемом около 30 млн. км³. Если бы все ледники растаяли, уровень Мирового океана поднялся бы на 66 м. Горные ледники дают начало мощным рекам, имеющим большое значение для ландшафтообразования и народного хозяйства при орошении пустынных и степных земель.

 

 

Формы горно-долинного оледенения:

 

 

 

Разрушительная  деятельность ледников.

 

 Разрушительное воздействие  ледников на породы подлёдного  ложа называется экзарацией (от латинского «экзарацио» - выпахивание). Особенно интенсивно протекает экзарация при большой толщине льда, создающего огромное давление на подлёдное ложе. В процессе движения происходит выламывание различных блоков и кусков горных пород, их дробление, стачивание. В нижнюю поверхность, в придонную часть ледника, вмерзают обломки, которые своими острыми краями при движении по скальным породам оставляют на их поверхности различные штрихи, царапины или борозды. Это так называемые ледниковые шрамы обладают ориентировкой по направлению движения ледника. Выступы твёрдых скальных горных пород на дне ледникового ложа сглаживаются движущимся ледником, при этом возникают своеобразные удлинённые и овальные формы – бараньи лбы. Движущийся ледник создаёт сглаженные ассиметричные выступы и углубления, которые называются курчавыми скалами. Иногда они достигают значительных размеров, особенно в областях центров мощных покровных оледенений.

   При движении ледники  срывают крупные выступы или  глыбы горных скальных пород  и переносят их на большие  расстояния. На пути своего движения  обломки и глыбы истираются, сглаживаются  и покрываются трещинами и  царапинами. Такие покрытые штриховкой и сглаженные обломки горных пород называют ледниковыми валунами, или эрратическими валунами.

   При своём движении ледники  не только отрывают и перемещают  глыбы скальных пород, но и  выпахивают себе ложе. Это или  ванны выпахивания, или глубокие  линейные ложбины. Их называют ложбинами ледникового выпахивания.              

   В процессе перемещения и экзарации ледники оказывают воздействие на коренные породы подлёдного ложа и при этом возникают определённые деформации, которые выражены в виде разрывов, отрывов отдельных глыб, изгибов и смятия слоёв в складки. Такие деформации, связанные с деятельностью ледников, называют гляциодислокациями (от латинского «гляциес» - лёд, французского «дислокасион» - перемещение). Характерным примером гляциодислокаций являются крупные глыбы коренных горных пород, сорванные со своего основания и перенесённые ледниками на различные расстояния. Это так называемые ледниковые отторженцы.

   С деятельностью горных  ледников связано образование  ледниковых цирков в вершинной  части и специфических ледниковых долин – трогов (от немецкого «трог» - корыто). Ледники, двигаясь по таким долинам, производят интенсивную экзарацию их бортовых частей и ложа. Трогам свойствен U-образный поперечный профиль с пологовогнутым дном.

 

   Транспортирующая и аккумулятивная работа ледников.

Во время своего движения ледники переносят разнообразный  обломочный материал от самых тонких глинистых частиц до крупных глыб. Весь разнородный и разнообразный  материал, как переносимый ледниками, так и отложенный ими, называют мореной. Слово «морена» впервые было применено для обозначения гряд и холмов, сложенных валунами и мелкозёмом и встречающихся у концов ледников во Французских Альпах. В составе основных морен преобладает материал отложенных морен, а их поверхность представляет собой пересечённую равнину с небольшими холмами и грядами разных форм и размеров и с многочисленными небольшими котловинами, заполненными озёрами и болотами. Мощность основных морен варьирует в больших пределах в зависимости от объёма принесенного льдом материала. 
Основные морены занимают обширные площади в США, Канаде, на Британских о-вах, в Польше, Финляндии, северной Германии и России. Для окрестностей Понтиака (шт. Мичиган) и Уотерлу (шт. Висконсин) характерны ландшафты основной морены. Тысячи небольших озер усеивают поверхность основных морен в Манитобе и Онтарио (Канада), Миннесоте (США), Финляндии и Польше. 
Конечные морены образуют мощные широкие пояса вдоль края покровного ледника. Они представлены грядами или более или менее изолированными холмами мощностью до нескольких десятков метров, шириной до нескольких километров и, в большинстве случаев, длиной во много километров. Часто край покровного ледника не был ровным, а разделялся на довольно четко обособленные лопасти. Положение края ледника реконструируется по конечным моренам. Вероятно, во время отложения этих морен край ледника длительное время находился почти в неподвижном (стационарном) состоянии. При этом формировалась не одна гряда, а целый комплекс гряд, холмов и котловин, который заметно возвышается над поверхностью сопредельных основных морен. В большинстве случаев конечные морены, входящие в состав комплекса, свидетельствуют о неоднократных небольших подвижках края ледника.

Древние морены образуют горизонты микститов, характерные для чехлов платформ, и называются тиллитами.

Различают два типа морен: движущиеся и отложённые. В горных ледниках выделяют поверхностные морены, которые находятся на поверхности движущегося ледника. Среди них по месту нахождения различают боковые и срединные морены. Боковые морены возникают по краям движущегося ледника и состоят из обломочных слабовыветрелых продуктов горных пород, слагающих надледниковые части высоких горных склонов долины, по которой перемещается ледник. Материал в боковую морену может поступать в результате обвалов, обрушения и оползания горного склона. Боковые морены, выражены в виде продольных валов или гряд. Срединная морена располагается в средней части ледникового языка и также представлена обломочным, сгруженным в виде вытянутого вала. Срединная морена образуется во время слияния двух соседних ледников в результате соединения боковых морен. Когда сливается несколько ледников, возникает несколько срединных морен.

   Внутренние морены образуются как в пределах фирнового поля, так и в области стока. Они состоят из обломков выветрелых горных пород, сброшенных с крутых горных склонов, окаймляющих бассейн питания ледников. Этот обломочный материал захороняется под слоём фирна и постепенно перемещается в глубь фирнового поля и в область стока.

   Донные морены – это обломочный материал, вмёрзший в придонную часть ледника, образующийся за счёт ледниковой экзарации и захвата продуктов выветривания.

   Ледниковые  отложения. Среди ледниковых выделяются три типа морен: основная (донная); абляционная; конечная (краевая).

   Основные морены – самые распространенные ледниковые отложения. Они формируются как горными, так и покровными ледниками, но в основном они относятся к материковым покровным оледенениям. В центральных частях оледенений преобладают экзарация и насыщение льда обломочным материалом. Перемещаясь от центра оледенения к области абляции, где наряду с экзарацией и переносом создаются условия для подлёдной аккумуляции, обломочный материал, насыщающий ледники, постепенно по мере таяния ледника отслаивается и формирует донную морену.

   Основная морена, формирующаяся  под толщей движущегося ледника,  характеризуется монолитностью  и плотностью материала. Она  слагается не слоистыми валунными  глинами и суглинками, иногда  супесями с погружёнными в них валунами, которые располагаются своей удлинённой частью параллельно направлению движения ледника.

   Иногда при движении ледника  и образовании основных морен  происходит выдавливание льдом  подстилающих глинистых и супесчаных  пород, которые образуют своеобразные купола, называемые диапировыми (от греческого «диапиро» - протыкаю). В целом все деформации самого моренного тела называются гляциодислокациями. К подобному типу относятся и все существующие так называемые отторженцы блоков, глыб и валунов твёрдых горных пород, перенесённых льдом на различные расстояния от их коренного залегания. На равнинах Западной и Восточной Европы разбросано множество глыб и валунов гранитов, которые были перенесены ледниками во время четвертичного оледенения из Скандинавии – центра оледенения, откуда перемещались мощные покровы ледников. Такие глыбы и валуны, перенесённые льдом на значительные расстояния от своего коренного залегания, называют эрратическими (от латинского «эрратикус» - блуждающий).

   С основными моренами четвертичных оледенений связаны различные формы рельефа. Широко развит холмисто-западинный и холмисто-увалистый моренный рельеф, где холмы различных очертаний и размеров разделяются западинами, которые заболочены или заняты озёрами. Особый тип моренного рельефа представляют друмлины (от ирландского «друмлин» - холм). Они известны  в Ленинградской области и в Прибалтике и представляют собой продолговатые овальные холмы, длинная ось которых совпадает с направлением движения ледника. Друмлины вытянуты в длину на сотни метров, ширина составляет 100-200 м (иногда 500 м), а высота достигает 15-20 м. Друмлины представляют собой подледниковые образования, которые возникли в условиях значительного динамического воздействия движущегося льда.

   Абляционная морена возникает в стадию деградации ледника ближе к периферической части ледника. Во время таяния ледника имеющийся внутри него и находящийся на поверхности обломочный материал оседает, откладываясь на основную морену. Абляционная морена состоит из рыхлых осадков, в которых преобладает песчаный и глубообломочный материал.

   Конечные (краевые) морены. При определённой стабильности ледника возникает динамическое равновесие между поступающим льдом и его таянием. В таких условиях на переднем краю ледника начинает накапливаться обломочный материал, приносимый ледником, который и слагает конечную морену.

 

 

 

Тающий край горного ледника (Тянь-Шань, Терскей Ала-Тоо, верховья р. Барскаон)

 

 

   Конечные морены  в рельефе представляют собой  изогнутые валообразные или грядообразные  возвышенности, которые в плане  повторяют очертания края ледникового  потока. В Восточной Европе валообразные  гряды конечных морен имеют значительную протяжённость. Они достигают в длину десятки, а местами и сотни километров. Таковыми, в частности, являются Клинско-Дмитровская, Рижская и другие гряды в северной половине Восточно-Европейской равнины.

   В горных ледниках конечные морены формируются поперёк троговой долины и образуют валообразные перемычки, отражающие очертания конца ледникового языка. Иногда они имеют форму серповидных гряд, вогнутая сторона которых обращена вверх по долине. Местами конечные морены подпруживают сток реки и образуют озёра.

 

 

О причинах повышенной плотности “морены”

Факты повышенной плотности  разнозернистых валунных отложений (“морены”) Восточно-Европейской платформы  и других регионов принято интерпретировать как доказательство их ледникового генезиса. Высокая плотность (или низкая пористость) “донной” морены долгое время объяснялась статическим давлением огромного ледника, позднее более важным стали считать гляциодинамическое воздействие этого же ледника. Такое объяснение природы повышенной плотности “морены” представляется неубедительным по следующим причинам. “Основные морены” по существующим представлениям отлагаются двумя способами: а) вытаиванием моренного материала из толщи тающего ледника; б) путем отслаивания чешуй мореносодержащего льда.

Хотя моренный материал в донной части ледника и испытывает большое давление, но в результате последующего таяния льда и его мореносодержащих чешуй этот эффект должен утрачиваться. Процесс отложения морены идет с участием огромного количества талых вод, перемыва, оползания, переотложения моренного материала.

Из практики гидростроительства известно, что “моренные” грунты при  отсыпке их в воду (специальные  прудки) быстро восстанавливают свою первоначально высокую плотность без специальных нагрузок и давления, тогда как плотность той же “морены”, отсыпанной “всухую” остается много ниже первоначальной, несмотря на применение разных способов ее уплотнения. Открытое А.Ф.Васильевым и К.В.Алексеевым свойство “морены” самоуплотняться в водной среде было подтверждено затем лабораторными исследованиями и практикой возведения плотин в Карело-Кольском регионе и других районах (Роза, 1952; Прочухан, 1964; Калинина, 1964). Самоуплотняемость “морены” в водной среде связана прежде всего с разнозернистым строением этого “грунта”, с возможностью перераспределять частицы в водной среде, приобретая тем самым низкую пористость. К близким выводам пришли А.А.Каган и М.А.Солодухин (1971).

Большой вклад в вопрос о высокой плотности “морены” Белоруссии и Средней России внес Н.И.Кригер (1971, 1978), который подтвердил выводы гидростроителей о самоуплотнении “моренного грунта” при отсыпке его в воду. По Н.И.Кригеру высокая плотность “морены” обусловлена ее грансоставом (разнозернистость, близость к составу “оптимальной смеси), влажностью грунта в период седиментации (отложение в водной среде), особенностями рельефа. Эти показатели изменчивы и поэтому пористость “морены” в каждом отдельном разрезе меняется весьма беспорядочно. Н.И.Кригер (1978) указывает: ...”мы не видим в пористости морены надежных следов былого ледникового давления. Подобные факты могут быть объяснены влиянием геологических и физико-географических процессов в настоящее время воздействующих на породу”.

Подводя итог причинам низкой пористости “морены” можно подчеркнуть, что это свойство присуще всем разнозернистым грунтам - состоящим из смеси самого разнообразного обломочного материала (от глинистых частиц до валунов). Другим условием высокой плотности такого грунта является отложение его в водной среде, где различные по грансоставу фракции, самоуплотняясь, заполняют все пустоты формирующихся отложений, делая их низкопористыми.

При отложении действительно  ледникового, моренного материала  в воду также, видимо, будет сформирована плотная морена. То же относится и к селевым отложениям.

Весьма благоприятные  условия для образования плотных  валунных отложений имеются при  их ледово-морском формировании, при  переотложении тектоно-механических смесей в водной (озерной, морской) среде.

 

 

Закономерности  перемещения валунно-глыбового материала

Картирование рудных и сопутствующих оруденению валунов  показало, что такие валуны нередко  образуют закономерно ориентированные  шлейфы или конуса рассеивания. Эту  закономерность используют в практике валунных поисков рудных месторождений, особенно в Финляндии. Финским исследователем В.Салонен обобщены результаты валунных поисков в своей стране за более чем полувековой период и построены конуса разноса валунов с рудной минерализацией и безрудных валунов, имеющих установленный коренной источник. Всего изучено 500 валунных конусов. Подавляющая часть валунов этих конусов являются составной частью “донной морены”, другая часть (особенно валуны дальнего разноса) относится к “потоково-абляционной морене”. Конуса разноса валунов на рис “донной морены” показаны черным цветом, а абляционной “морены” - крапом.

Изучение конусов разноса  валунов “донной морены” показало, что перемещение их от коренного  источника, как правило, небольшое  и колеблется от десятков метров до 15 км и иногда более. По данным В.Салонен преобладают конуса разноса валунов 1-5 км длины (около 45% всех конусов), почти столько же (около 40%) зафиксировано валунных конусов длиной 0-1 км, около 15% составляют конуса длиной 5-15 км и несколько процентов более 15 км.

На схеме хорошо видно, что валунные конуса “донных морен” (за исключением некоторых пограничных участков) практически не выходят за пределы Финляндии. Из анализа схемы следует, что валунные конуса образуют закономерно ориентированные системы. В разных поясах Финляндии перемещения валунов происходило в определенном, достаточно выдержанном направлении.

Так в Северной Финляндии  перемещение валунов происходило  в СВ и северном (отчасти в СЗ) направлении. В Средней Финляндии  это субширотный - в ЮВ направлении  и почти широтный - в восточном  направлении разнос валунов. В южной  половине Финляндии перемещение валунов шло преимущественно в юго-восточном направлении, с некоторыми отклонениями на отдельных участках к меридиональному (южный снос) и субширотному - почти восточному сносу.

Если сопоставить направления  перемещения валунов с картой разломной тектоники Финляндии, то ориентировка конусов разноса валунов и простирание разломов удивительным образом совпадают. Так в северо-восточной части Финляндии разломы имеют северо-восточное простирание и такое же направление имеет валунный снос. В северо-западной части Финляндии разломы приобретают меридиональное и северо-западное направление - в таком же направлении - в сторону Норвегии происходил снос валунов. В Средней Финляндии явно доминируют разломы субширотного простирания, такую же ориентировку имеют и валунные конуса. Подобная закономерность повторяется и в южной половине Финляндии, где преобладающее простирание разломов - как и валунных шлейфов - субширотное. Разломы контролируют также меридиональное и широтное направление сноса валунов в южных частях Финляндии.

Если сопоставить направление  разноса валунов и простирание  разломов со схемой штриховки на коренных породах, то обнаруживаются новые совпадения: простирание штриховки совпадает с простиранием разломов и, в свою очередь, с простиранием валунных конусов. Эти удивительные совпадения не могут быть случайными - они парагенетически связаны и отражают единый дислокационный процесс: формирование (или подновление) разломов - смещение приразломных блоков вдоль простирания разломов - образование штриховки того же направления - распад смещенных блоков на глыбово-валунный материал. Многократное повторение этого процесса приводило к последовательному смещению валунно-глыбового материала вдоль разломов, к формированию протяженных валунных конусов.

Рассматриваемые разломы, видимо, являются сдвигами. Сдвиговая  природа ряда крупных разломов этой системы в Финляндии подтверждается геологическими данными. Признаками сдвигового происхождения разломов является их выдержанное, линейное простирание, вдольразломная ориентировка штриховки.

Высвобождение материала  при горизонтальном сжатии - в надвигах происходит вверх, а в сдвигах происходит его перемещение в горизонтальном направлении. “Вообще говоря, - пишет В.В.Белоусов, - высвобождение материала при горизонтальном сжатии может происходить в любом направлении, перпендикулярном оси сжатия, но не обязательно должно быть направлено вертикально или горизонтально, но может быть наклонным.... Естественно, что в природных условиях при горизонтальном сжатии высвобождение материала вверх должно происходить легче, чем высвобождение его в стороны”.

Теоретическое обоснование причин вдольразломного смещения блоков в зоне сдвига дано О.И.Слензаком: “Взаимодействие блоков в зоне сдвига - это процесс перераспределения сдвиговой и нормальной среды, последовательной передачи энергии блока, частям контрблока. Последовательное вовлечение в движение относительно покоящихся блоков приводит к смещению границ сдвиговой зоны от разлома. К блоку со стороны контрблока будут причленяться клинья и плоские блоки, параллельные основному разлому, которые уже вместе с блоками будут двигаться в направлении сдвигового смещения”.

Как было показано, вдольразломное перемещение плоских блоков и  клиньев характерно для сдвигов  зоны Кандалакшского грабена.

Рассматриваемые дислокационные процессы имеют неотектонический, в  основном, четвертичный возраст. Для подтверждения этого тезиса на рис. показаны эпицентры исторических землетрясений Финляндии и разломные линии, к которым они приурочены. Живущие ныне разломы совпадают с общим рисунком разломной сети Финляндии, и, следовательно, указывают на унаследовательность общего плана тектонических напряжений кайнозоя и современного этапа.

Совпадение направления разноса валунов с простиранием разломов и штрихов наблюдается в Карелии (Бискэ, 1959) и на Кольском п-ове. Так в северо-западной части Кольского п-ова неотектонически активные разломы и штриховка имеют северо-восточное простирание, в том же направлении перемещен валунный материал. В юго-западной части полуострова простирание неотектонических разломов и ориентировка штрихов идет с северо-запада на юго-восток, а в южных районах области и в Северной Карелии раломы и тектоническая штриховка имеют близширотное простирание. В этих же направлениях - в соответствии с простиранием, перемещены валуны.

Длина кольских и карельских конусов разноса рудных валунов, также как и в Финляндии, изменяется от десятков метров до 10-15 км, иногда более. Преобладающее расстояние перемещения рудных валунов - около 3 км.

Возникает вопрос, почему столь устойчиво направление  перемещения валунно-глыбового материала, почему система валунных конусов, последовательно сменяя друг друга, имеет устойчивое направление смещения? Сторонники ледниковой теории на этот вопрос отвечают: таково было направление движения ледника.

Многих завораживают подобные утверждения, ведь в правильности ледниковой теории, в устоявшихся представлениях о деятельности ледника (в данном случае покровного) не принято сомневаться.

Между тем, устойчивая транспортировка  валунно-глыбового материала в  доминирующем направлении и, отмеченное выше, его вдольразломное перемещение парагенетически обусловлены едиными тектоно-дислокационными процессами, происходящими в разломах сдвигового типа.

Это опять-таки можно  проиллюстрировать на примере Финляндии, где разломы, вдоль которых идет устойчивое перемещение обломочных масс с северо-запада на юго-восток являются правыми сдвигами (“Медно-никелевые ...”, 1985), Стало быть крылья этих разломов, приразломные блоки и брекчии смещались с северо-запада на юго-восток. Соответствующим образом в этом же направлении, в составе приразломных блоков и рыхлых отложений на крыльях разломов, шло перемещение валунно-глыбового материала. Таким образом, так называемый ледниковый снос из “центра оледенения” (помещаемого обычно в районе Ботнического залива) находит свое физическое обоснование без привлечения гипотезы о великих оледенениях.

Можно заметить, что амплитуда  горизонтального смещения по правым сдвигам в Финляндии достигает  десятков километров и эти сдвиги активны на неотектоническом этапе, так как хорошо выражены в рельефе и к ним приурочены современные землетрясения (см. рис.80).

Так 90-километровое горизонтальное смещение по сейсмогенному правому  сдвигу (с северо-запада на юго-восток) установлено в Северной Финляндии (“Медно-никелевые ...”, 1985). Если за кайнозойский период смещение по этому сдвигу составило всего 10% (то есть 9 км) от девяностокилометровой амплитуды смещения, то и этого вполне достаточно для формирования вдоль сдвига серии валунных конусов разноса, каждый из которых мог иметь длину порядка 9 км. С учетом смещения приразломных блоков (которое необязательно сопровождалось смещением крыльев сдвига) вдольразломный тектонический транспорт мог быть еще большим (средняя длина валунных конусов в Финляндии составляет порядка 3.5 км).