Геотектоника, 2020, № 1, стр. 3-22

ВВЕДЕНИЕ

Зона сочленения Фенноскандинавского (Балтийского) щита и Русской плиты издавна привлекала внимание исследователей, занимавшихся изучением тектоники Восточно-Европейской платформы (ВЕП), вопросами металлогении и гляциотектоники. На протяжении многих десятилетий продолжаются дискуссии о природе этой приграничной области. Согласно одной точке зрения, граница между Балтийским щитом и Русской плитой является эрозионной, платформенные палеобассейны были существенно шире современных границ и, первоначально, перекрывали значительную часть Балтийского щита [14, 19, 26, 33]. В других интерпретациях область щита рассматривается в качестве обширного поднятия докембрийского остова Восточно-Европейской платформы, служившего источником сноса обломочного материала на протяжении всего фанерозоя [10, 38]. По мнению А.П. Карпинского, Балтийский щит представляет собой крупный горст, вокруг которого происходили колебательные движения прилегающих частей Русской платформы [11]. В результате тектонических движений по окраинам горста проявились дислокации осадочного чехла, возникли провалы и грабены, которые унаследованы современными впадинами Финского залива, Ладожского и Онежского озер. А.А. Полканов [32] выдвинул представление о большой флексуре, обрамляющей южную окраину Балтийского щита. В ряде работ предполагается длительный период эволюции этой структуры, начало заложения которой относится к среднему ятулию (2150 млн лет) [34, 35]. Флексура Полканова рассматривается в составе надрегиональной Балтийско-Мезенской металлогенической зоны, прослеженной с запада на восток от районов Финского залива до р. Мезень [2, 3, 36]. Данная зона фигурирует в качестве одного из сегментов Циркумбалтийского пояса новейших нарушений, обрамляющих Балтийский щит [41].

Деформации отложений чехла вдоль окраин Балтийского щита многие исследователи связывают с деятельностью неоплейстоценового ледника [11, 15, 26, 27]. Влияние гляциодислокаций на строение дочетвертичных образований рассматривается исследователями с различных позиций:

• складчато-разрывные структуры чехла связаны с динамическим воздействием ледника [26, 27];

• влияние ледника отрицается [40];

• влияние ледника сводится к небольшим приповерхностным дислокациям [21, 24, 29, 45].

В нашей работе приводятся геологические и геофизические данные о строении юго-восточной окраины Балтийского щита, подтверждающие существование Балтийско-Мезенской зоны. Выявлены признаки длительной эволюции этого нарушения, что свидетельствует о его тектоническом происхождении. В качестве геохронологических реперов этапов деформаций были использованы индикаторы древних землетрясений – палеосейсмиты [9, 48, 50, 51], приуроченные к определенным стратиграфическим горизонтам палеозойского чехла. Рассматриваются текстурные особенности этих образований, их геологическая структура и тектоническая позиция.

ТЕКТОНИКА БАЛТИЙСКО-МЕЗЕНСКОЙ ЗОНЫ

В строении исследуемой территории участвуют архей–палеопротерозойские комплексы фундамента (Балтийский щит), рифейские терригенные и магматические образования Пашко-Ладожской грабен-синклинали (в акватории Ладожского озера), раннерифейские интрузии (граниты рапакиви), а также терригенные, карбонатно-терригенные и карбонатные отложения верхнего венда и палеозоя чехла Русской плиты, образующие Балтийско-Ладожскую моноклиналь, плавно переходящую в северо-западное крыло Московской синеклизы на востоке территории (рис. 1). Поверхность фундамента и перекрывающие слои чехла испытывают пологое погружение от Балтийского щита к югу и юго-востоку под углами 10°–15° [7, 11].

Рис. 1.

Геолого-структурная схема Балтийско-Мезенской зоны и прилегающих областей юго-восточной окраины Балтийского щита (с использованием данных [1, 2, 7, 11, 45, 46, 49, 52]). Зоны нарушений: БМ – Балтийско-Мезенская, Ас – Асери, Ах – Ахтме, Вв – Вийвиконна, Гд – Гдовская, Гт – Гатчинская, РЛ – Раахе-Ладожская, Вл – Волховская, Рб – Рыбинская, ЦК – Центрально-Карельская, ВК – Восточно-Карельская. 1–2 – комплексы фундамента Балтийского щита: 1 – архей–палеопротерозойские комплексы, 2 – граниты рапакиви; 3–7 – осадки чехла Русской плиты: 3 – верхнего венда, кембрия и ордовика, 4 – девона, 5 – карбона–перми; 6‒10 – разрывы: 6 – преимущественно сдвиги, 7 – взбросы и надвиги, 8 – сбросы, 9 – в акватории, 10 – второстепенные; 11 – оси магнитных аномалий; 12 – тектонические валы и поднятия; 13 – пункты обнаружения палеосейсмитов и их номера; 14 – эпицентры землетрясений; 15 – линия сейсмопрофиля 1-ЕВ

Балтийско-Мезенская зона нарушений развита вдоль границы Балтийского щита и Русской плиты и прослеживается в виде пологой дуги, выгнутой к юго-востоку, от области Финского залива вдоль южных берегов Ладожского и Онежского озер в долину р. Онега (см. рис. 1). На исследуемой территории протяженность зоны достигает 1100 км в длину при ширине 10–40 км (местами до 70 км). На западе зона испытывает виргацию и прослеживается в виде двух ветвей: субширотных нарушений в акватории Финского залива и тектонических зон северо-восточного простирания на территории Эстонии. На северо-востоке (в бассейне р. Онега) Балтийско-Мезенская зона также распадается на ветви. Одна ветвь, плавно изгибаясь, совмещается с Восточно-Карельской зоной северо-западного простирания, другая ветвь прослеживается на северо-восток за пределы исследуемого региона (см. рис. 1).

С Балтийско-Мезенской зоной пространственно связаны современные депрессии: Финский залив, оз. Ладожское и оз. Онежское, расположенные в северном борту нарушения. В пределах западного сегмента Балтийско-Мезенской зоны располагается Балтийско-Ладожский (ордовикский) глинт, который прослеживается от Финского залива до южного Приладожья и приурочен к северному контуру выходов отложений ордовика. К северу от этого уступа располагается приглинтовая низменность, к югу находятся пологие равнины (ордовикское, девонское и карбоновое плато).

Балтийско-Мезенская зона в большинстве случаев ориентирована ортогонально докембрийским структурам фундамента, сечет их и смещает. Об этом свидетельствует конфигурация осей магнитных аномалий, которые к северу и югу от этого нарушения обычно имеют северо-западную и субмеридиональную ориентировку, но в пределах самой зоны испытывают сложные изгибы, смещения и локально приведены в соответствие с ее простиранием (см. рис. 1). Эта особенность геофизических полей наиболее четко проявлена в южной части Онежского озера [4].

В строении Балтийско-Мезенской зоны обособлены нарушения более высокого порядка, ориентированные конформно и диагонально. Эти структуры детально изучены в западной части этого нарушения, в сланцевом бассейне на территории Эстонии, где с 1916 г. ведется добыча горючих (кукерситовых) сланцев верхнего ордовика [49, 52]. В настоящее время в карьерах и шахтах здесь выявлено около 20 тектонических нарушений, наиболее крупными из которых являются зоны Асери, Ахтме и Вийвиконна (см. рис. 1). Эти зоны имеют северо-восточное 30°–60° простирание, в ширину достигают 3–4 км при протяженности более 100 км. Зоны образованы системой складчато-разрывных структур, связанных со скандинавской фазой развития Норвежских каледонид, фронт которых расположен в 650 км к северо-западу [49, 52].

На территории России Балтийско-Мезенская зона выделяется на основании дешифрирования цифровых карт рельефа, а также по наличию широкого пояса интенсивной трещиноватости и брекчирования палеозойских отложений, развитого к югу от Финского залива и Ладожского озера (Нарвско-Волховская зона, по [7]). В пределах этого пояса, не имеющего четких границ, широко развиты малоамплитудные разрывно-складчатые структуры, во многом аналогичные каледонским структурам западной части рассматриваемой зоны. Многие из этих нарушений имеют признаки полистадийного развития и новейшей активизации [2, 21, 28, 29]. Системы трещин в пределах пояса имеют закономерную выдержанную ориентировку и концентрируются вдоль линейных зон крутопадающих нарушений. Плоскости нарушений (трещины, разрывы) обычно имеют восток – северо-восточную, северо-восточную, северо-западную и субмеридиональную ориентировку [7, 11]. С этими разрывами генетически связаны урановые проявления, а также залежи голоценовых травертинов, деформированные в результате новейшей активизации нарушений [2, 3, 16, 29].

В акватории Финского залива разрывные структуры Балтийско-Мезенской зоны выражены в конфигурации подводного рельефа и подтверждаются результатами непрерывного сейсмопрофилирования [17, 23]. На сейсмограммах отмечаются деформации и малоамплитудные вертикальные смещения слоев венда, плейстоценовых ледниковых и голоценовых донных отложений. Повышенная проницаемость некоторых нарушений подчеркивается наличием связанных с ними пок-маков – участков прорыва газогидратов [17].

К востоку от Ладожского озера Балтийско-Мезенскую зону пересекает сейсмопрофиль МОВ ОГТ 1-ЕВ (рис. 2). На профиле в структуре осадков чехла и кровли фундамента дешифрируются погребенные горсты и грабены, флексуры и сбросы, осложняющие общее ступенчатое погружение склона Балтийского щита (рис. 2, Б) [39, 45]. Широко развиты листрические и конседиментационные (погребенные) сбросы, отмечаются признаки многократной активизации нарушений. В пределах Балтийско-Мезенской зоны многие разрывы достигают современной эрозионной поверхности и отчетливо выражены в рельефе, степень расчлененности которого при этом резко возрастает (см. рис. 2, А). Некоторые грабены, осложняющие комплексы фундамента и чехла, вверх по восстанию переходят в инверсионные складчато-разрывные структуры типа цветка (см. рис. 2, Б, 1350 км). Интерпретация рассматриваемого профиля позволяет связать приповерхностные нарушения с наклонными и листрическими разрывами, которые по мере погружения постепенно выполаживаются и на глубине 20 км переходят в зону пологого детачмента, развитого вдоль границы верхней и нижней коры (см. рис. 2, В). В [13] система пологих нарушений, показанных на профиле, рассматривается в качестве палеопротерозойских надвигов. Сбросовые смещения вдоль верхнекоровых разрывов, вероятно, являются более поздними. Они подчеркиваются изгибами и смещениями поверхностей сейсмических отражений вдоль разрывов (см. рис. 2, В), а также отражены в структуре кровли фундамента и нижних горизонтов осадочного чехла (см. рис. 2, Б).

Рис. 2.

Геологическая интерпретация сейсмического профиля 1-ЕВ и особенности проявления Балтийско-Мезенской зоны нарушений в современном рельефе (А), осадках чехла и кровли фундамента (Б), глубинной структуре (В) (с изменениями по [13, 42]). 1 – комплексы кристаллического фундамента; 2 – осадки платформенного чехла; 3 – возраст отложений; 4 – разрывы и направления перемещений по ним; 5 – скважины

Балтийско-Мезенская зона почти ортогонально пересекается с тектоническими зонами субмеридиональной и северо-западной ориентировки, проникающими из докембрийских комплексов Балтийского щита в осадки фанерозойского чехла Русской плиты. Данные структуры являются древними нарушениями, сформировавшимися в палеопротерозое, но все они имеют признаки более поздней активизации [2, 3, 7, 11, 20, 25, 46, 47]. Наиболее крупными поперечными нарушениями являются следующие структуры (с запада на восток):

• Гдовская зона, прослеженная в восточном борту Чудского озера, и предполагаемое ее продолжение в Финском заливе на о. Гогланд;

• Раахе-Ладожская зона, которая развита вдоль границы Карельского массива и Свекофеннской провинции Балтийского щита и, вероятно, продолжается в область чехла Русской плиты, соединяясь с Волховской и Рыбинской зонами;

• Центрально-Карельская зона, представленная группой веерообразных нарушений в районе Онежского озера;

• Восточно-Карельская зона, соответствующая области сдвига и надвигания комплексов Лапландско-Беломорского пояса на Карельский массив (см. рис. 1).

Узлы пересечения этих нарушений с разрывами Балтийско-Мезенской зоны сопровождаются проявлением интенсивных складчатых и разрывных деформаций в породах чехла, например, в районах Вайварских (Синих) гор, Дудергофской и Андомской возвышенностей, в долине р. Онега [2, 7, 21, 24, 26, 45, 46].

В пределах Балтийско-Мезенской зоны и области ее динамического влияния отмечается высокий уровень исторической и современной сейсмической активности (см. рис. 1) [1, 12, 18, 42, 43], а также широко развиты следы новейших землетрясений – горизонты палеосейсмитов и сейсмодислокации [5, 6, 8, 12, 25, 30, 31].

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Исследования проводились с применением комплексного подхода, объединяющего методы дистанционного анализа и полевых геолого-структурных исследований. Для дешифрирования и выявления системы линеаментов использовались цифровые модели рельефа высокого и среднего разрешения (1 с, 7 с), обработанные с помощью ГИС технологий для составления карт затененного рельефа, экспозиций склонов (аспект) и гипсометрических профилей. При выделении линейных нарушений учитывались их соотношения с эрозионно-аккумулятивными формами ледникового и позднеледникового рельефа. На цифровых картах отображены дугообразные валы и террасы, формировавшиеся вдоль кромок отступавших ледниковых покровов и постледниковых озер (рис. 3, А). Дешифрируется система линеаментов – новейших разрывов, которые пересекают, разрушают и смещают эти ледниковые и озерно-ледниковые морфоструктуры. Наиболее протяженные разрывы проявлены также в согласованных (сдвиговых(?)) смещениях трогов ледникового выпахивания (оз. Копанское–оз. Глубокое) и коленообразных сегментов речных долин (р. Систра) (см. рис. 3, А).

Рис. 3.

Дешифрирование цифровых моделей рельефа для различных участков: А – озера: Копанское, Глубокое, Бабинское, Б – юго-западное Прионежье. 1 – разрывы (линеаменты); 2 – сбросы

На многих участках дешифрируются системы дугообразных в плане уступов и эскарпов, которые в одних случаях соответствуют ледниковым циркам, в других – тектоническим сбросам. К юго-западу от Онежского озера развита каскадная система крутых, иногда, скальных уступов юго-восточной и восточной экспозиции (см. рис. 3, Б). Они ограничивают сглаженные ледником поверхности выравнивания, полого погружающиеся в направлении обратном по отношению к экспозиции уступов, что в целом обуславливает проявление пилообразного и асимметричного поперечного профиля рельефа. Дугообразная конфигурация уступов и асимметрия их строения в разрезе являются признаками проявления листрических сбросов, вдоль которых смещения приводят к антитетическому вращению блоков и согласованному наклону их поверхностей [22, 44]. Данные структуры обычно развиты в бортах Балтийско-Мезенской зоны и образуют концентрированные каскадные системы в пределах отдельных сегментов, в частности, вдоль западных берегов Ладожского и Онежского озер (см. рис. 1).

Верификация результатов дистанционного анализа проводилась на основе полевых геолого-структурных исследований. Структурные парагенезы Балтийско-Мезенской зоны изучались в различных комплексах пород, включая докембрийский фундамент, толщи венд – фанерозойского осадочного чехла и отложения квартера.

Возрастными реперами для выявления этапов деформаций и соответствующих им структур являлись горизонты палеосейсмитов, приуроченные к определенным уровням фаунистически датированных толщ. Различным аспектам отражения палеоземлетрясений в осадочных толщах посвящены многочисленные публикации [5, 6, 9, 48, 50, 51, 53]. На основе обсуждаемых материалов и обобщения полевых наблюдений в пределах Балтийско-Мезенской зоны составлена схема возможных пространственных соотношений структур палеосейсмитов (рис. 4). В модельном виде разрезы, включающие палеосейсмиты, представлены:

Рис. 4.

Генерализованная схема пространственных соотношений структур палеосейсмитов. Обозначены (цифры в кружочках): 1 – будиноподобные структуры; 2 – внутрислоевые надвиги и складки; 3 – диапироподобные структуры выжимания; 4 – мешкообразные синклинали и рулонные складки (роллы); 5 – неконформные поверхности; 6 – диапироподобные внедрения; 7 – связные псевдонодули; 8 – синклинальные структуры проседания; 9 – структуры оползания; 10 – ступенчатые сбросы; 11 – нептунические дайки; 12 – инъекционные структуры; 13 – блок-будины; 14 – кинк-зоны. 1 – литифицированные отложения; 2–6 – сейсмогенный горизонт: 2 – реликты первичной слоистости, 3 – гомогениты, 4 – сейсмически измененные слои, 5 – флюидолиты, 6 – вторичные стяжения (пирамидальные конкреции), 7 – минидиапиры, 8 – конволюнтная слойчатость, 9 – брекчии обрушения; 10–11 – перекрывающие слои: 10 – конгломераты, 11 – не измененные слои; 12 – поверхность несогласия; 13 – нептунические дайки; 14 – открытые трещины с флюидолитами; 15 – направления перемещений вдоль: а – разрывов, б – трещин

– горизонтом сейсмического события;

– ассоциирующими с ним структурами хрупкого разрушения в подстилающих слоях;

– отложениями, залегающими на сейсмогенных образованиях со структурным несогласием и не имеющими признаков сейсмодеформаций [9].

Горизонты палеосейсмитов представляют собой комплекс отложений, залегавших непосредственно ниже дна бассейна в слабо литифицированном состоянии и подвергшихся воздействию сейсмических ударов с магнитудой более 5 баллов [5, 9, 48]. Эти образования зоны диагенеза наиболее восприимчивы к сейсмическому воздействию, в результате которого они в значительной степени теряют свои первоначальные седиментационные признаки, деструктурируются и перемешиваются, образуя горизонты дисгармоничного строения мощностью от нескольких метров до первых десятков метров. Главными факторами развития структур сейсмитов являются процессы ликвефакции, приводящие к трансформации водонасыщенного осадка из твердого в жидкое состояние под воздействием, прежде всего, сдвиговых напряжений, а также флюидизации – явления мобилизации воды с частицами осадка с последующим перемещением и выжиманием суспензии [48]. В результате этих процессов в пределах горизонта сейсмитов происходит неравномерная гомогенизация осадков (гомогениты), проявляются внутрислоевые процессы течения с развитием структур пережима – раздува и будинообразных форм, с которыми динамически сопряжены мелкие надвиги и складки, а также диапироподобные структуры вертикального выжимания (см. рис. 4). При проваливании слоев в разжиженный осадок формируются мешкообразные синклинали, которые, порой, закручены и образуют рулонные складки (роллы) в результате субслойных смещений. Явления ликвефакции и гравитационной неустойчовости могут приводить также к развитию связанных псевдонодулей и каплевидных складок, а в случае плотностной инверсии – диапироподобных и пламеобразных структур [5, 6]. Развитие синклиналей проседения часто связано с образованием грабенов в литифицированных слоях, подстилающих сейсмогенный горизонт. На крыльях таких структур в результате гравитационной неустойчивости формируются послойные срывы и структуры оползания, ступенчатые сбросы и сопровождающие их брекчии обрушения (см. рис. 4). На участках высокой проницаемости трещин в подстилающих отложениях сейсмиты подвергаются объемной флюидизации, выраженной во вторичной рассеянной минерализации и развитии пирамидальных и сгруппированных конкреций [9].

В подстилающих сейсмогоризонт относительно литифицированных слоях преобладают структуры хрупкого разрушения:

– системы трещин,

– инъекционные структуры и кластические (нептунические) дайки,

– открытые трещины с признаками воздействия флюидов,

– погребенные сбросы и миниграбены (см. рис. 4).

В отличие от сложно организованных структур сейсмогенного горизонта, данные нарушения имеют относительно выдержанную ориентировку и могут быть использованы для реконструкции палеонапряжений, синхронных сейсмическому событию.

ПАЛЕОСЕЙСМИТЫ И СТРУКТУРНЫЕ АНСАМБЛИ

Значимым признаком выявления сейсмогенных структур является их приуроченность к поверхностям несогласного залегания осадочных толщ. На рассматриваемой территории в строении осадочного чехла развиты многочисленные локальные и региональные перерывы в осадконакоплении, угловые и азимутальные (картографические) несогласия. В пределах плитного чехла наиболее крупные региональные несогласия, связанные с существенными изменениями структуры осадочных бассейнов и условий седиментации, отмечаются между ордовиком и девоном, средним и верхним девоном, на границе девона и карбона, а на северо-востоке территории – локальные, но резко выраженные перерывами и глубокими размывами несогласия развиты в основании различных горизонтов карбоновых отложений [7, 11, 14]. В результате этого стратиграфические границы отложений чехла ориентированы под острым углом к окраине Балтийского щита и Балтийско-Мезенской зоне. При этом отложения венда и нижнего палеозоя, развитые в западной и центральной частях территории, выклиниваются в плане. Докембрийские комплексы Балтийского щита перекрыты сначала толщами среднего, затем – верхнего девона и далее к северо-востоку последовательно – нижнего, среднего и, местами, верхнего карбона (см. рис. 1).

Крупные несогласия разделяют комплексы пород с индивидуальными и общими (сквозными) структурными парагенезами и, во многих случаях, сопровождаются проявлением палеосейсмитов. На основе обобщения имеющихся данных составлена таблица, характеризующая структурные парагенезы различных комплексов пород, и связанные с ними этапы и стадии деформаций (табл. 1). Выделены следующие структурно-вещественные комплексы, разделенные структурными несогласиями:

Таблица 1.  

Этапы и стадии деформаций, соответствующие им палеосейсмиты и тектониты.

■ преимущественно терригенные рифей–вендские и отчасти нижнекембрийские толщи (байкальский комплекс (этап D1) в нашей работе не рассматривается),

■ карбонатно-терригенные отложения кембрия–ордовика (каледонский комплекс, этап D2),

■ терригенные и карбонатные отложения среднего девона–верхнего карбона (герцинский комплекс (этап D3)),

■ четвертичные ледниковые и постледниковые отложения (новейший комплекс (этап D4)).

Тектонические события в период проявления главных этапов сопоставляются со стадиями (фазами) деформаций (D2а, D2b и т.д.) (см. табл. 1).

Каледонский этап (D2)

Структурные ансамбли каледонского этапа изучены в отложениях одноименного комплекса в западной части Балтийско-Мезенской зоны. Верхняя граница каледонид здесь представлена региональной поверхностью несогласия, с которой был связан длительный перерыв в осадконакоплении и формирование сильно расчлененного рельефа в результате проявления скандинавской фазой каледонского тектогенеза в позднем силуре–раннем девоне [7, 49, 52]. Терригенно-карбонатные отложения среднего девона с песчаниками и линзами конгломератов в основании разреза трансгрессивно перекрывают различные горизонты ордовика и, часто, ингрессивно заполняют глубокие ложбины додевонского рельефа [7]. В области Балтийско-Мезенской зоны отмечаются следы и более ранних каледонских событий, выраженные в локальных перерывах и особенностях осадконакопления, а также горизонтами палеосейсмитов верхнего ордовика.

Палеосейсмиты стадии D2a. Палеосейсмиты приурочены к терригенно-карбонатным отложениям карадокского яруса верхнего ордовика, которые содержат маломощные прослои глинисто-карбонатных сапропелитовых пород – кукерситов (см. рис. 1, пункты 1, 2). Признаки сейсмодеформаций здесь отмечаются на нескольких стратиграфических уровнях, но наиболее интенсивно они проявлены в слоях керогенных аргиллитов и кукерситовых сланцев кукрузерского (кукерситового) горизонта. В результате сейсмического воздействия прослои этих пород имеют линзовидную текстуру, в строении которой обособлены мелкие будинообразные структуры, мининадвиговые черепичные формы торошения; в слоях тонкого переслаивания глинистых известняков и сланцев в результате гомогенизации развиваются конгломератоподобные образования (рис. 5, А). В нижележащих слоях развиты хрупкие деформации, проявляются брекчии и мелкие блок-будины (см. рис. 5, А). В подстилающих сейсмогенные горизонты слоях развиты открытые трещины шириной 0.5–30 см, заполненные кластическими (нептуническими) дайками, сложенными гомогенизированной тонкообломочной известково-глинистой массой с угловатыми обломками вмещающих известняков (см. рис. 5, Б). Также распространены узкие (до 1 м) зоны густой трещиноватости, в пределах которых микротрещины залечены кластическими прожилками известково-глинистого состава и кукерситами (см. рис. 5, В). Для всех этих разновидностей кластических даек характерно закономерное выклинивание вниз по разрезу с прониканием на глубину до 3–4 м, в верхней части этих нарушений слои сейсмогенного горизонта испытывают проседание. В результате последующих наложенных деформаций нептунические дайки часто рассланцованы и смещены вдоль поверхностей субслойного срыва (см. рис. 5, Б, В).

Рис. 5.

Проявления палеосейсмитов (D2a) в карбонатно-терригенных отложениях карадокского яруса верхнего ордовика (Алексеевский карьер, пункт 2). А – горизонт тонкого переслаивания известняков, мергелей и кукерситовых сланцев, подверженных гомогенизации и разлинзованию в результате сейсмического воздействия; Б–В – кластические дайки и связанные с ними структуры проседания в основании сейсмогенных горизонтов. Обозначены: 1–2 – сейсмогенные горизонты со структурами: 1 – разлинзования и черепичного торошения, 2 – хрупкого разрушения (брекчии, блок-будины); 3 – кластические дайки; 4 – трещины со сбросовой кинематикой, оперяющие кластические дайки; 5 – синклинали проседания; 6 – субслойные срывы.

Рассмотренные палеосейсмиты сингенетичны карадокским отложениям кукрузерского горизонта, накопление которых происходило в кукрузскую стадию каледонского этапа ~460 млн лет [52] (см. табл. 1). Связанные с сейсмитами кластические дайки имеют северо-восточную ориентировку и могут быть использованы для динамических реконструкций.

Тектонические структуры стадии D2b. Данные структуры представлены широкими (0.1–4 км) зонами тектонических нарушений северо-восточного и субширотного простирания, детально изученных на территории Эстонии [49, 52] и Ленинградской области. Они образованы системой частых разрывов и сопряженных с ними складок и флексур. В районе города Нарвы нарушения вместе с вмещающими горючими сланцами ордовика с размывом перекрыты слоями среднего девона [37].

В зонах дробления вдоль разрывов часто развит более поздний карст, заполненный карстовой глиной, а также конформные разрывам песчаниковые дайки толщиной 5–15 см. На территории Эстонии и Ленинградской области известно около 120 участков проявления субвертикальных песчаниковых даек преимущественно северо-восточного, реже северо-западного простирания [11, 37, 52]. Песчаниковые дайки и карстовые структуры рассматриваются в связи с заключительной соландинской (405–395 млн лет) фазой растяжения каледонского этапа [52]. На изученной территории Ленинградской области было отмечено, что карст и песчаниковые дайки часто пронизывают все комплексы чехла, не имеют четкой стратиграфической привязки и могут быть связаны не только с каледонскими, но и более поздними криогенными и постледниковыми преобразованиями.

Герцинский этап (D3)

Структурные ансамбли герцинского этапа изучены в северо-восточной части Балтийско-Мезенской зоны, где она осложняет разрез осадочного чехла от верхнего девона до верхнего карбона. Палеосейсмиты здесь выявлены в верхней части франского яруса (верхний девон), на нескольких уровнях разреза визейских отложений (нижний карбон) и в основании толщи касимовского яруса (верхний карбон). Герцинские комплексы пронизаны сквозной системой трещиноватости и, локально, осложнены разрывно-складчатыми структурами.

Палеосейсмиты стадии D3a. Палеосейсмиты обнаружены вдоль обрывов Андомской возвышенности на юго-восточном берегу Онежского озера (см. рис. 1, пункт 6). Здесь обнажается пестроцветная толща франского яруса верхнего девона мощностью около 130 м: песчаники с горизонтами и тонкими прослоями аргиллитов с остатками ихтиофауны [15, 22]. Несколько, ориентировочно 2–3, сближенных в разрезе горизонтов палеосейсмитов приурочено к верхней части девонской толщи – пачке косослоистых песчаников мощностью до 45 м. Верхний сейсмогенный горизонт приурочен к слою тонкого переслаивания аргиллитов и песчаников мощностью 1–1.5 м. В его пределах широко развиты мелкие (шириной 1–2 м) внутрислоевые складки, межслойные срывы и надвиги, миниатюрные (5–10 см) песчаниковые диапиры, прорывающие прослои аргиллитов (рис. 6, А). Примерно на 15 м ниже по разрезу развит сейсмогенный горизонт переменной мощности (0.8–2.5 м), сложенный гомогенизированными песчаниками с будинообразными структурами и обособленными линзами аргиллитов и глинистых песчаников (см. рис. 6, Б). В подстилающих слоях развиты ступенчатые и листрические малоамплитудные сбросы и связанные с ними небольшие грабены, в области которых отмечаются структуры проседания подошвы сейсмогенного горизонта и резкое увеличение его мощности (см. рис. 6, В). На склонах таких грабен-синклиналей развиты складчатые структуры оползания и брекчии обрушения. Сбросы и грабен-синклинами по всему изученному разрезу имеют выдержанную субширотную ориентировку. Рассмотренные сейсмогенные структуры часто затушеваны наложенными складчато-разрывными нарушениями и сохраняются лишь на участках пологого залегания слоев [45].

Рис. 6.

Проявления палеосейсмитов (D3a) в песчано-глинистых отложениях франского яруса верхнего девона (Андомская возвышенность, пункт 6). А – внутрислоевые складки и мининадвиги (левая часть снимка); Б – сейсмогенный горизонт гомогенизированных песчаников с будинообразными линзами аргиллитов; В – сейсмогенный горизонт разлинзованных песчаников и развитые в его основании синклиналь проседания, листрические и ступенчатые сбросы. Обозначены: 1 – сейсмогоризонт; 2 – линзовидные и будинообразные структуры; 3 – листрические и ступенчатые сбросы; 4 – синклинальные структуры проседания; 5 – недеформированные перекрывающие слои.

Палеосейсмиты стадии D3b. Палеосейсмиты были выявлены на многих участках долины р. Онега в тоще визейских отложений нижнего карбона, которые с размывом перекрывают отложения девона, венда и докебрийский фундамент на северо-востоке Балтийско-Мезенской зоны (см. рис. 1, пункты 7, 9, 10). Визейская толща имеет сложное строение и представлена пестроцветными осадками – бокситовыми породами (аллитами) и каолинитовыми глинами, красноцветными песчаниками и алевролитами, содержит линзовидные прослои полимиктовых конгломератов, мергелей и доломитизированных известняков [14, 46]. Мощность толщи сильно меняется и достигает 85 м. Эти континентальные отложения озерно-болотных фаций представляют собой рудоносную толщу, с которой связаны месторождения бокситов (Иксинское, Плесецкое, Дениславское). Исходным материалом бокситов служили продукты выветривания палеопротерозойских основных пород, а условия концентрации руд предопределялись многократным переотложением и обогащением кор выветривания в локальных понижениях и сквозных грабенообразных провалах, выраженных в кровле фундамента [14].

Палеосейсмиты развиты на многих уровнях разреза визейской толщи. Широко распространены гомогениты – это утратившие признаки первичной слоистости аллиты и алевролиты с мелкоячеистой структурой, обусловленной развитием хаотичной системы синдиагенетических трещин с признаками инъекций алевролит-глинистых пород и флюидной переработки. С горизонтами гомогенитов связаны диапироподобные и инъекционные структуры, субслойные зоны, напоминающие меланж и псевдоконгломераты, системы конседиментационных ступенчатых сбросов и брекчии обрушения [46].

К востоку (8–24 км) от пос. Улитино в бортах р. Онега пестроцветные визейские отложения мощностью до 30 м залегают с угловым несогласием на складчатых слоях верхнего венда, слагая крылья пологой антиклинали шириной до 350 м и протяженностью более 16 км. Выше залегают слои песчанистых доломитов и мергелей серпуховского яруса с линзами брекчий и конгломератов в основании. Горизонты палеосейсмитов развиты на двух уровнях визейской толщи. В нижней ее части в интервале мощности до 2.5 м в виде единой цепочки структур развиты субслойные срывы и надвиги, надвиговые дуплексы, диапироподобные и будинообразные структуры, а также сильно закрученные роллы (рис. 7, рис. 8, А). В кровле сейсмогенный горизонт с несогласием перекрыт аллитами и алевролитами с линзой конгломератов в основании. В подстилающих слоях развиты хаотичные трещины и слепые сбросы, локально, шевронные складки и кинк-зоны (см. рис. 8, Б). В основании разреза карбона залегает брекчированная кора выветривания, состоящая из обломков подстилающих пород и аллитовой цементирующей массы с густой сетью жилок халцедона и кварца.

Рис. 7.

Структуры палеосейсмитов (D3b) в отложениях визейского яруса нижнего карбона (вид в разрезе, р. Онега, пункты 9, 10). А – будинообразные структуры и роллы; Б – надвиговые дуплексы и связанная с ними структура раздува пласта; В – внутрислоевые надвиги и складки; Г – линзовидные и будинообразные структуры. 1 – известковистые песчаники: а – слабо измененные, б – брекчированные; 2 – рассланцованные аргиллиты и аллиты; 3 – разрывы; 4 – трещины; 5–6 – направление: 5 – смещений, 6 – вращений

Рис. 8.

Проявления палеосейсмитов (D3b) в песчано-глинистых пестроцветных отложениях визейского яруса нижнего карбона (р. Онега, пункты 9, 10). А – внутрислоевые надвиги и диапироподобные структуры сейсмогенного горизонта в основании визейской толщи; Б – шевронные складки; В – сейсмогенный горизонт и связанные с ним нептунические дайки в кровле визейской толщи. Обозначены: 1 – алевролит-глинистые гомогениты; 2 – линзовидные структуры; 3 – мешкообразные синклинали; 4 – конседиментационные сбросы; 5 – диапироподобные структуры; 6 – внутрислоевые надвиги; 7 – неконформные поверхности; 8 – нептунические дайки; 9 – поверхность несогласия.

Аналогичное строение имеет сейсмогенный горизонт мощностью до 2 м в верхней части разреза визейских отложений. Здесь среди алевролит-глинистых гомогенитов по прослоям песчаников развиты будины и рулонные складки, а в подстилающих сейсмогоризонт слоях – трещины и нептунические дайки, сложенные глинисто-алевролитовым материалом (см. рис. 8, В). Эти дайки и трещины отрыва ориентированы субортогонально к осевой плоскости крупной антиклинали, приуроченной к руслу р. Онега. Это позволяет полагать, что визейские палеосейсмиты и связанные с ними нептунические дайки формировались в едином поле напряжений с этой складкой.

Палеосейсмиты стадии D3c. Они были выявлены в основании толщи известняков касимовсого яруса верхнего карбона, залегающих с глубоким размывом на палеопротерозойских базальтоидах фундамента, которые образуют локальные куполообразные выступы в правом борту долины р. Онега (см. рис. 1, пункт 8). В основании верхнекарбоновых осадков развиты базальные конгломерато-брекчии, заполняющие мелкие ложбины и узкие (1–3 м) линейные троги в кровле фундамента. Они сложены плохо сортированными валунно-галечными и угловатыми обломками подстилающих базитов, сцементированных известковистыми песчаниками и органогенно-детритовыми известняками. Известняки касимовского яруса образуют клиновидные и мешкообразные складки проседания в пределах линейных трогов, где они отчасти перемешиваются с конгломератами, образуя их цемент (рис. 9). В бортах трогов базальты осложнены сбросами, раздроблены и образуют трапецоидную отдельность, плавно переходящую в шлейфы обрушения в составе известковистых конглобрекчий (рис. 10). Все эти образования можно рассматривать в качестве позднекарбоновых палеосейсмитов, связанных с развитием узких грабенообразных трогов – активных водотоков, в которые обломочный материал поступал отчасти за счет обрушения их бортов, вероятно, спровоцированного сейсмическими ударами. Цемент конгломератов сформировался несколько позже за счет проседания осадков карбона и проникания известковистого ила в поровое пространство конглобрекчий. Рассмотренные грабенообразные троги, а также осадки чехла и фундамента осложнены более поздними пологими надвигами северо-восточной вергентности, которые во многом напоминают гляциодислокации, но совершенно не согласуются с направлением движения ледника (на данной территории в южных румбах) (см. рис. 10).

Рис. 9.

Проявления палеосейсмитов (D3c) в основании толщи известняков касимовского яруса верхнего карбона (р. Онега, пункт 8). А – мешкообразная синклиналь проседания в основании карбонатной толщи касимовского яруса; Б – конгломерато-брекчии, состоящие из галек и обломков базальтов, сцементированных органогенно-детритовыми известняками.

Рис. 10.

Мешкообразная синклиналь проседания в основании карбонатной толщи касимовского яруса, связанная с линейным грабенообразным трогом (D3c). 1 – палеопротерозойские базальтоиды; 2 – базальтовые конгломерто-брекчии с известковистым цементом; 3 – известняки касимовского яруса; 4 – разрывы и направления смещений; 5 – трещины

Тектонические структуры этапа D3. Данные структуры развиты в отложениях среднего девона – верхнего карбона герцинского комплекса на северо-востоке Балтийско-Мезенской зоны. Обычно они представлены пологими складками и зонами трещиноватости, но в отдельных узлах – резко выраженными складчато-разрывными структурами [45, 46]. Выше был рассмотрен пример, показывающий, что крупная герцинская складка в долине р. Онега динамически сопряжена с развитием сингенетичных трещин отрыва и нептунических даек в слоях нижнего карбона. Субортогонально к этой системе складок развиты сбросы и узкие сейсмогенные троги в основании толщи верхнего карбона. Герцинские структуры с глубоким размывом перекрыты четвертичными отложениями. Из этого следует, что герцинские складчатые структуры формировались длительное время, синхронно с палеосейсмитами нижнего и верхнего карбона.

Новейший этап (D4)

Структурные ансамбли этапа D4а. Они представлены гляциодислокациями, которые осложняют ледниковые моренные и флювиогляциальные комплексы неоплейстоцена, а также подстилающие дочетвертичные образования [11]. Эти структуры сильно осложняют распознание тектонических нарушений и, вместе с тем, являются важным структурным репером для выявления доледниковых и постледниковых деформаций.

Палеосейсмиты стадий D4b и D4c. Палеосейсмиты были выявлены в поздне- и постледниковых озерных и озерно-аллювиальных отложениях позднего неоплейстоцена – голоцена. Наиболее ранние сейсмиты обнаружены в осадках позднеледниковых озер, развитых вдоль южной окраины Балтийского щита (см. рис. 1, пункт 3).

Гляциолимний Балтийского позднеледникового озера (lgIIIbl) залегает на осташковской морене (gIIIos) и занимает большие площади акватории Финского залива, приглинтовой низины и в южном Приладожье. По времени формирования эти отложения относятся к позднему дриасу (10 730–9700 лет до н.э.) [7]. Они представлены глинами, в том числе, ленточными, а также косослоистыми песками с галькой и гравием общей мощностью до 25 м. Сейсмогенные структуры были обнаружены в карьерах района озер Копанское и Глубокое среди песков, образующих мощные (4–5 м) косослоистые серии прибрежных и дельтовых фаций, сформировавшиеся в южном удаленном от края ледника борту позднеледникового озера (см. рис. 1, пункт 3). Палеосейсмиты представлены линзовидными горизонтами гомогенизированных песков, в массе которых заключены слои дисгармоничного строения. С каждым из этих прослоев связаны обособленные текстуры и структуры:

– конволютная слойчатость,

– мелкие складки-надвиги,

– диапироподобные и пламеобразные структуры,

– пережимы и раздувы слоев (рис. 11, А).

Рис. 11.

Проявления палеосейсмитов (D4b) в гляциолимниевых косослоистых песках позднего неоплейстоцена (район оз. Копанского, пункт 3). А – сейсмогенный горизонт с дисгармоничным строением (D4b), осложненный более поздними сбросами (D4с); Б – конседиментационные сбросы, миниграбены и брекчии обрушения (D4b); В – грабен-синклиналь (D4с). Обозначены: 1 – гомогениты; 2 – конволюнтная слойчатость; 3 – внутрислоевые складки; 4 – диапироподобные и пламеобразные структуры; 5 – линзовидные структуры; 6 – перекрывающие сейсмогоризонт недеформированные слои; 7 – сбросы; 8 – конгломераты.

Широко распространены конседиментационные (слепые) сбросы с брекчиями обрушения, миниграбены и связанные с ним структуры проседания (см. рис. 11, Б). Эти структуры растяжения (D4b) имеют северо-восточное простирание. Также встречаются грабен-синклинали северо-западной ориентировки шириной 10–30 м. Они осложняют весь видимый разрез песчаной толщи и являются более поздними структурами (D4с) (см. рис. 11, В). С разрывами иногда связаны проявления флюидолитов – ореолы окислов железа и мелкие (0.2–0.5 м) штокверковые тела песчаной пульпы с железо-марганцевой пропиткой.

Во многом аналогичный комплекс структур новейших сейсмитов был выявлен в неоплейстоцен–раннеголоценовых отложениях и в основании отложений позднеголоценовой ладожской трансгрессии юго-восточного Приладожья в долинах р. Свирь и р. Оять [5, 6] (см. рис. 1, пункт 4). Здесь также установлены грабенообразные структуры проседания и клинья внедрения (нептунические дайки) песков в нижележащие слои амплитудой до 1.5–2 м. Эти нарушения имеют северо-восточную и северо-западную ориентировку. Определения абсолютного возраста органического материала, отобранного из деформационных структур палеосейсмитов, соответствуют интервалу времени от 10.5 до 2.7 тыс. 14С л.н. [5, 6]. Возраст самого молодого Свирско-Оятского сейсмического события оценивается в интервале от 4.5 до 2.0 тыс. 14С л.н. (поздний голоцен) [6].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Совокупность геофизических, геоморфологических и геолого-структурных признаков, рассмотренных в нашей работе, в большей степени соответствует представлениям о существовании широкой и протяженной Балтийско-Мезенской тектонической зоны, разделяющей Балтийский щит и Русскую плиту [2, 3, 36] (см. рис. 1). На всем протяжении этой зоны отмечаются изменения конфигурации и смещения осей магнитных аномалий; на сейсмических разрезах дешифрируются системы разрывов, пронизывающих комплексы фундамента и чехла (см. рис. 1, см. рис. 2). На поверхности эти нарушения выражены в виде различных форм рельефа, часто, нарушают и смещают ледниковые морфоструктуры, проявляются в виде дислокаций постледниковых отложений (см. рис. 2, см. рис. 3).

Разрывно-складчатые структуры и пояса трещиноватости Балтийско-Мезенской зоны рассматриваются в качестве гляциодислокаций, связанных с динамическим воздействием ледника на Балтийско-Ладожский глинт [26, 27]. Предполагается, что рассматриваемая регионально выраженная морфоструктура служила препятствием на пути движения ледника, испытывала деформации и разрушение, в результате чего крупные пластины слоев кембрия и ордовика были сорваны с уступа и перенесены к югу на сотни километров. Однако интенсивные деформации проявлены не только в области глинта. Они широко развиты и к югу и к северу от него, охватывают приглинтовую низменность и акваторию Финского залива, прослеживаются на северо-восток вдоль Балтийско-Мезенской зоны на участок, где глинт отсутствует. На тектонический генезис этих нарушений указывают следующие признаки [2, 3, 7, 11, 29, 36, 49, 52]:

• системы трещин и разрывов имеют выдержанную и закономерную ориентировку;

• они выражены в современном и дочетвертичном рельефе;

• сопровождаются малоамплитудными вертикальными смещениями и проникают в фундамент;

• с разрывами связаны флюидные проявления и родоновые аномалии, а также вторичная минерализация.

Признаки длительного развития Балтийско-Мезенской зоны свидетельствуют о ее тектоническом генезисе, как предполагается, начиная с палеопротерозоя, на протяжении рифея и фанерозоя [34, 35]. Рассмотренные в работе материалы о палеосейсмитах, поверхностях несогласий и структурных особенностях различных комплексов пород характеризуют фанерозойский период развития этого нарушения.

Установлены каледонский, герцинский и новейший этапы деформаций, каждый из которых сопровождался несколькими стадиями тектогенеза (см. табл. 1). С каледонским этапом было связано формирование горизонтов палеосейсмитов кукрузской стадии ~460 млн лет, а также складчато-разрывных структур, сформировавшихся в позднем силуре–раннем девоне [52]. Герцинский этап проявился несколькими сейсмическими событиями в позднем девоне (франский век), в раннем (визе) и позднем (касимовский век) карбоне. Сформировавшиеся при этом горизонты палеосейсмитов и связанные с ними структуры растяжения обнаруживают признаки синхронного и сопряженного развития с системой складок герцинского комплекса отложений. С новейшим этапом были связаны неоплейстоценовые гляциодинамические процессы и две стадии проявления сейсмических событий в поздне- и постледниковое время, которые сопровождались активизацией древних разрывов и локальным развитием складчатых структур.

Можно предполагать, что выявленные этапы и стадии деформаций отражают далеко не полный спектр тектонических событий, связанных с развитием Балтийско-Мезенской зоны. Это связано с неполной сохранностью геологических комплексов со следами геологической летописи, с плохой обнаженностью и фрагментарностью наблюдений. Отсутствие геохронологических реперов и соответствующих комплексов отложений не позволяют охарактеризовать раннеальпийский этап развития рассматриваемой зоны.

Разработанная шкала сейсмических и деформационных событий Балтийско-Мезенской зоны может быть использована для тектоно-динамических реконструкций на основе дополнительного анализа материалов о структурно-кинематических парагенезах (см. таблицу).

ВЫВОДЫ

1. Полученные данные показали, что Балтийско-Мезенская зона, развитая вдоль границы Балтийского щита и Русской плиты, характеризуется рядом геологических, геофизических и геоморфологических признаков, позволяющих рассматривать ее в качестве тектонического нарушения.

2. Балтийско-Мезенская зона представляет собой долгоживущую структуру, которая развивалась в результате проявления нескольких стадий активизации во время каледонского, герцинского и новейшего этапов деформаций.

3. На основании анализа особенностей строения и размещения горизонтов палеосейсмитов, поверхностей несогласий и структурных особенностей различных осадочных комплексов чехла нами установлено восемь стадий развития этой зоны в фанерозое на каледонском (стадии D2a, D2b), герцинском (стадии D3a, D3b, D3c) и новейшем (стадии D4a, D4b, D4c) этапах.

Благодарности. Авторы выражают глубокую признательность Ю.А. Морозову за полезные замечания и рекомендации.

Финансирование. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 18-05-00485), госбюджетной темы № 0135-2016-0012 и программы Президиума РАН № 8 (проект № 0135-2018-0040).