Геотектоника, 2020, № 2, стр. 48-74

Лужский сегмент

Территория участка охватывает область пересечения системы складчато-разрывных нарушений Балтийско-Мезенской зоны, имеющих субширотное и восток–северо-восточное простирание, с субмеридиональными разломами Гдовской системы (рис. 2). Отложения ордовика и среднего девона образуют обширные плато, ограниченные с севера по внешнему контуру выходов ордовикских толщ Ордовикским глинтом. Отложения верхнего венда и кембрия слагают приглинтовую низменность и дно акватории Финского залива. Покров четвертичных отложений развит почти повсеместно. Его мощность меняется от 0.2 м (область глинта, ордовикское плато) до 30–150 м (приглинтовая низина). Отложения чехла и поверхность фундамента в целом полого (9–10′) погружаются к юго-востоку [10].

От широты г. Сланцы до берегов Финского залива отложения чехла осложнены регионально выдержанной системой трещиноватости. Преобладают трещины северо-восточного (40°–70°), северо-западного (290°–320°) и, локально, субмеридионального (350°–20°) простирания [10]. Трещины первого типа часто группируются в широкие (0.1–4 км) зоны нарушений, в пределах которых встречаются мелкие (1–20 м) складки и флексуры, участки развития какиритов и брекчий, а также трещины, заполненные кластическим материалом и песком, иногда, сцементированным карбонатно-сульфидным цементом.

Системы разрывов, выявленных при дешифрировании, так же, как и региональная трещиноватость, имеют восток–северо-восточную, северо-западную и субмеридиональную ориентировку (см. рис. 2). Они выражены в современном рельефе линейными отрезками водотоков и уступов, нарушениями и смещениями аккумулятивно-эрозионных ледниковых морфоструктур. К северу от пос. Котельский в приглинтовой низине два протяженных разрыва восток–северо-восточного простирания сопровождаются видимым правосторонним смещением доледниковой грабенообразной ложбины, унаследованной цепочкой современных озер Копанское, Глубокое и Бабинское (см. рис. 2). Взбросо-сдвиговая кинематика этих магистральных нарушений Балтийско-Мезенской зоны установлена в карьерах (см. рис. 2, пункты 12, 15).

Рис. 2.

Геолого-структурная схема Лужского сегмента (с использованием данных [8, 10]). Зоны нарушений: Гд – Гдовская, Нр – Нарвская, Вз – Везенбергская, Вм – Веймарнская, Кп – Копанская. 1–4 – осадочные отложения чехла: 1 – верхнего венда, 2 – кембрия, 3 – ордовика, 4 – среднего девона; 5 – изогипсы поверхности кровли ордовика; 6 – тектонические валы и поднятия; 7–12 – разрывы: 7 – преимущественно сдвиги, 8 – взбросы и надвиги, 9 – сбросы, 10 – в акватории, 11 – второстепенные, 12 – Везенбергский уступ (сброс); 13‒14 – направления смещений: 13 – сдвиговых, 14 – тангенциальных; 15 – стереограммы палеонапряжений главного структурно-кинематического парагенеза, квадранты: растяжения (черный), сжатия (белый) и номера пунктов наблюдений; 16 – решение сейсмофокального механизма для Нарвского (Нр) землетрясения; 17 – эпицентры землетрясений; 18 – поля проявления пок-маков; 19 – линии разрезов; 20 – изобаты

Магистральные разломы, расположенные в окрестностях г. Сланцы, г. Кингисепп и пос. Алексеевка, контролируют крупные коленообразные изгибы русел рек и хорошо выражены в рельефе (см. рис. 2, пункты 2, 7). Они сопровождаются системой оперяющих диагональных сдвиго-взбросов и надвигов, ориентированных под острым (5°–40°) углом к магистралям. С этими диагональными нарушениями связаны мелкие, часто асимметричные приразрывные складки и флексуры (рис. 3). Пликативные структуры имеют северо-западную и северную вергентность, а также обратную – южную и юго-восточную, отчасти согласованную с движением ледника. Контрвергентные к перемещению ледника структуры иногда осложнены встречными полого-надвиговыми гляциодислокациями, которые проникают на глубину 1–2 м и представлены черепичным торошением фрагментов плитчатых слоев (см. рис. 3). Разрывно-складчатые структуры переменной вергентности по морфологическим признакам сопоставимы с каледонским ансамблем структур [48, 52] и отличаются от гляционарушений более крутыми залеганиями разрывов и морфологией складок. Проявление диагональных структур в противоположных бортах магистральных сдвигов, вероятно, является причиной их дивергентности.

Рис. 3.

Каледонская складчато-надиговая структура в карбонатно-терригенных отложениях верхнего ордовика (карьер Печурки, пункт 2). Обозначены (цифры в кружках): 1 – взбросо-надвиг, 2 – полого-надвиговые гляциодислокации, 3 – слоистость.

Материалы буровых работ показывают, что вертикальные амплитуды смещений вдоль разрывов не превышают первых десятков метров [10]. Протяженный субширотный разрыв, известный как Везенбергский уступ, выявлен при разведке Ленинградского месторождения горючих сланцев [8]. Он прослеживается к востоку от г. Сланцы и выражен в изменении вертикальной позиции кровли ордовика примерно на 40–50 м. Этот крутой уступ контролирует южный борт досреднедевонской эрозионной долины, морфология которой сохранилась в очертаниях изогипс кровли ордовика (см. рис. 2). Отложения среднего девона ингрессивно заполняют древнюю долину и прислонены к Везенбергскому уступу, который можно рассматривать в качестве эрозионно-тектонического конседиментационного сброса девонского возраста. Нарушение выражено в современном рельефе локальными уступами, изгибами и порожистыми отрезками русел рек, что свидетельствует о его новейшей активизации.

На западном фланге субширотного крутопадающего Нарвского разлома вертикальное смещение поверхности фундамента и толщ чехла составляет 40–45 м (см. рис. 2). На северном борту нарушения развита чешуйчатая система надвигов, проникающих на глубины более 150 м (рис. 4). Надвиги сопровождаются лежачими и опрокинутыми складками, которые выражены в рельефе в виде группы холмов – Вайварских гор [27]. Складчато-надвиговые структуры имеют северо-восточное простирание и диагонально оперяют Нарвский разрыв. Общий структурный рисунок рассматриваемой системы нарушений может быть проинтерпретирован как результат правого сдвига вдоль Нарвского разлома и динамически сопряженных надвиговых смещений в его бортах (см. рис. 2). Структуры Вайварских гор рассматриваются в качестве гляциодислокаций [32]. Глубинный характер нарушений, а также факт проявления в районе г. Нарва землетрясения, динамические параметры которого согласуются с предлагаемой кинематикой разрывов [42], указывают на их тектонический генезис. По структурным особенностям Вайварские дислокации сопоставимы с каледонским ансамблем структур, но их проявление в современном рельефе и связанная с ними сейсмичность указывают также на новейшую активизацию нарушений.

Рис. 4.

Геологический разрез по линии I–I', пересекающий систему нарушений Вайварской возвышенности. Показан: Нр – Нарвский разлом. 1 – палеопротерозойские комплексы фундамента; 2–4 – отложения чехла: 2 – верхнего венда, 3 – кембрия, 4 – ордовика; 5 – разрывы и направления смещений; 6 – скважины

К северу от г. Кингисепп бурением установлена группа разрывов северо-восточного и северо-западного простирания с амплитудами вертикальных смещений до 18 м [10]. Вдоль субмеридионального Веймарнского разрыва с амплитудой до 13 м поднят восточный блок ордовикского плато (см. рис. 2). К западу от Веймарнского нарушения в районе пос. Котельский локализована Сумская кольцевая структура диаметром 8–10 км. Она расположена над массивом гранитов в составе фундамента, характеризуется соразмерной отрицательной гравитационной аномалией интенсивностью 2 мГл и кольцевой магнитной аномалией с центральным отрицательным полем и положительными значениями по внешнему кольцу [2, 8]. Сумскую структуру осложняет Котловкое куполообразное поднятие амплитудой 35–40 м, окаймленное системой пологих синклиналей и антиклиналей [10].

На разрезе, пересекающем приглинтовую низменность и ордовикский глинт, показаны крутопадающие разрывы с вертикальными амплитудами смещений до 30 м (рис. 5). Они контролируют область глинта, поднятия и ложбины дочетвертичного рельефа. Горизонты четвертичного покрова здесь залегают на разных гипсометрических уровнях и испытывают значительные изменения в мощностях. В области глинта и ордовикского плато четвертичные образования эродированы и представлены перлювием. Наиболее мощные гляциальные образования отмечаются в линейных ложбинах доледникового рельефа (оз. Копанское, р. Систра) и межлопастных моренных грядах (Сойкинская возвышенность) (см. рис. 5). В пределах этих морфоструктур в составе осташковской морены бурением вскрыты крупные ледниковые отторженцы морских отложений микулинского межледниковья и синих глин нижнего кембрия [10, 32]. Рассматриваемые положительные и отрицательные морфоструктуры приурочены к зонам развития сбросовых нарушений и связанных с ними грабенов северо-восточного простирания (см. рис. 5). Узкие клиновидные в разрезе грабены Копанской системы выражены в рельефе кулисной цепочкой озерных долин с крутыми бортами (см. рис. 2). Малоамплитудные сбросы и грабен-синклинали, конформные простиранию Копанских структур, были выявлены нами в постледниковых отложениях (см. рис. 2, пункт 15). Таким образом, четвертичный комплекс отложений и связанные с ним морфоструктуры формировались в результате сочетания эрозионно-аккумулятивных, в частности, ледниковых процессов и проявлений тектонической активизации.

Рис. 5.

Геологический разрез по линии II–II’ в районе Лужской губы и оз. Копанское (с использованием данных [10]). 1 – палеопротерозойские комплексы фундамента; 2–3 – отложения верхнего венда: 2 – преимущественно песчаники, 3 – песчано-глинистые отложения, 4–5 – отложения кембрия: 4 – песчаники, 5 – преимущественно глины; 6 – терригенно-карбонатные отложения ордовика; 7–10 – отложения квартера: 7 – московские моренные (gIIms), 8 – микулинские межледниковые (mIIImk), 9 – осташковские моренные (gIIIos), 10 – осташковские флювиогляциальные (lgIII); 11 – гляциолимний Балтийского озера (lgIIIbl), 12 – голоценовые аллювиальные (aIV); 13 – разрывы и направления смещений; 14 – предполагаемые поверхности перемещения ледника; 15 – скважины

В акватории Финского залива несколько разрезов непрерывного сейсмопрофилирования пересекают системы нарушений Балтийско-Мезенской зоны. На сейсмограммах дешифрируются разновозрастные разрывы, некоторые из которых затухают в кровле отложений верхнего венда (V₂), другие – пронизывают образования осташковской морены (gIIIos) и гляциолимний Балтийского озера (lgIIIbl) и, иногда, проникают в голоценовые морские осадки (mIV) (рис. 6). Среди нарушений можно выделить листрические, ступенчатые и крутопадающие сбросы, контролирующие уступы, подводные троги и террасы, а также разрывы, с которыми связаны пологие антиклинали и поднятия поверхности морского дна. Системы нарушений в разрезе часто образуют отрицательные и положительные структуры цветка (см. рис. 6, а, б). Грабен-синклинали и подводные ложбины связаны с отрицательными структурами, валообразные складки и поднятия соответствуют положительным структурам. Структуры цветка могут рассматриваться как индикаторы обстановок транстенсии (отрицательные) и транспрессии (положительные формы).

Рис. 6.

Интерпретация профилей высокочастотного сейсмопрофилирования в акватории Финского залива (с использованием данных [17, 18]). (а) – сейсмопрофиль по линии III–III' в районе подводного уступа, расположенного к северо-западу от Лужской губы; (б) – сейсмопрофиль по линии IV–IV' в районе Копороской губы; (в)–(г) – сейсмопрофили в районе о. Гогланд и одноименного разлома. 1 – разрывы и направления смещений; 2 – направления вертикальных перемещений; 3–4 – структуры пок-маков: 3 – восходящие потоки газогидратов, 4 – воронкообразные структуры на современной поверхности морского дна

С разрывными структурами Финского залива пространственно связаны участки прорыва газогидратов, выраженные в появлении на поверхности дна воронкообразных структур – пок-маков, глубина которых достигает 2–4 м, а диаметр 10–20 м [17]. Они образуют локальные группы и цепочки, вытянутые вдоль разломов. На сейсмограммах пок-макам соответствуют факелообразные сейсмически прозрачные структуры, прорывающие весь видимый разрез чехла (см. рис. 6, б, в, г). Они разделяют блоки с различным полого-складчатым строением и могут рассматриваться в качестве флюидонасыщенных тектонических нарушений.

Таким образом, в строении Лужского сегмента обособлены системы разновозрастных нарушений, формировавшихся в процессе каледонского и герцинского тектогенеза. Многие разрывы имеют признаки новейшей постледниковой активизации, что находит отражение в формах рельефа и дислокациях четвертичного покрова.

Дудергофский сегмент

Дудергофский сегмент охватывает область одноименных высот, расположенных к югу от г. Санкт-Петербург в области пересечения одной из ветвей Балтийско-Мезенской зоны с Гатчинским разломом (см. рис. 1). Возвышенности образуют резко обособленную на фоне равнинного рельефа Ордовикского плато субширотную цепочку гряд и холмов протяженностью 8 км. Они представляют собой прямые формы рельефа и соответствуют ядрам антиклиналей, которые кулисообразно выстраиваются вдоль разрывных нарушений (рис. 7). Ядра антиклиналей сложены отложениями кембрия, а крылья – толщами нижнего-среднего ордовика [15, 20, 29, 30]. Депрессиям, обрамляющим антиклинальные поднятия, соответствуют пологие корытообразные синклинали. Наиболее крупные рельефообразующие антиклинали – Дудергофская и Кирхгофская – имеют амплитуду более 120 м при ширине 1–2 км (рис. 8, а). Они приурочены к области тектонического узла, где отмечается пересечение субширотных магистральных разрывов Балтийско-Мезенской зоны с субмеридиональной системой Гатчинских нарушений. К западу и востоку от узлового сегмента амплитуды складок уменьшаются, соответствующие им возвышенности выполаживаются. Крупные антиклинали осложнены мелкими (5–200 м) складками, которые не выражены в рельефе и срезаются поверхностью несогласия в основании четвертичного покрова.

Рис. 7.

Геолого-структурная схема участка Дудергофской возвышенности. Гряды и возвышенности: 1 – Дудергофская, 2 – Кирхгофская, 3 – Перякюльская, 4 – Кавелахтинская. 1–3 – отложения: 1 – кембрия, 2 – нижнего – среднего ордовика, 3 – среднего девона; 4 – ядра антиклинальных структур и соответствующие им поднятия; 5 – асимметричные антиклинали и направления воздымания их осевых поверхностей; 6–8 – разрывы: 6 – сдвиги, 7 – взбросы и взбросо-сдвиги, 8 – сбросы; 9 – стереограммы палеонапряжений главного структурно-кинематического парагенеза, квадранты: растяжения (черный), сжатия (белый) и номера пунктов наблюдений; 10 – линия разреза I–II и местоположение опорных скважин

Рис. 8.

Геолого-структурные профили Дудергофской возвышенности (а) и к югу от г. Павловск (б), (с использованием данных [15, 29, 30]). Равноплощадные стереографические проекции полюсов слоистости (нижняя полусфера): I – Дудергофская возвышенность (n = 196, изолинии – 1/2/3/4/5/5, 4/6%), II – к югу от г. Павловск (n = 95, изолинии – 2/4/6/9/12/17%). 1–4 – отложения: 1 – кембрия, 2 – кембрия‒ордовика, 3 – ордовика, 4 – квартера; 5 – разрывы и направления смещений; 6 – опорные скважины; 7–8 – структурные элементы на стереограммах: 7 – шарниры складок, найденные: а – геометрически, б – по замерам в обнажениях, 8 – осевые плоскости складок F₁, F₂

На основании геометрического анализа слоистости установлены складки двух главных генераций, осевые плоскости которых имеют северо-восточную и северо-западную ориентировку (см. рис. 8, стереограмма I). Антиклинали северо-восточного простирания резко преобладают. Они имеют асимметричное строение и связаны с развитием сдвиго-взбросов, срезающих их крутые крылья (см. рис. 8, а). Общая вергентность складчато-разрывных структур направлена на юго-восток или северо-запад. В области Кирхгофской антиклинали отмечается дивергенция, соответствующая положительной структуре цветка (см. рис. 8, а).

Складчатые структуры Дудергофских поднятий пространственно связаны с зонами тектонических нарушений, при удалении от которых они плавно затухают. Одна из наиболее крупных зон имеет ширину 10–30 м и прослеживается вдоль склонов Кирхгофской и Перякюльской гряд в восток–северо-восточном направлении (см. рис. 7). В ее пределах развиты фрагменты раздробленных сжатых и изоклинальных складок, кливаж и сланцеватость, C–S структуры милонитов, тектонические линзы и брекчии, отмечаются прожилки карбонатно-сульфидного состава (рис. 9, а). Крутопадающие структуры зоны нарушений местами с угловым несогласием перекрыты делювиальными отложениями (dIV), но некоторые нарушения проникают в постледниковые наносы и смещают их подошву (см. рис. 9, б). Делювий также не затронут гляциодислокациями, которые развиты в подстилающих слоях ордовика в виде приповерхностных пологих надвигов (см. рис. 9, в).

Рис. 9.

Геолого-структурные разрезы Дудергофской возвышенности. (а) – строение зоны складчато-разрывных нарушений в западной части Перякюльской гряды; (б) – новейшие разрывы, смещающие поверхность выравнивания в основании голоценовых делювиальных отложений; (в) – полого-надвиговые гляциодислокации. 1 – терригенно-карбонатные отложения ордовика; 2 – делювиальные отложения голоцена (dIV); 3 – зоны рассланцевания и милонитизации; 4 – разрывы и направления смещений; 5 – трещины

В окрестностях г. Павловск в 15 км к юго-востоку от Дудергофских высот развиты системы складок северо-восточной и северо-западной ориентировки, которые считаются аналогом Дудергофских структур [11, 30], но в отличие от них, рассматриваемые нарушения почти не выражены в рельефе и срезаются поверхностью выравнивания в основании четвертичных отложений (см. рис. 8, б, стереограмма II).

Таким образом, Дудергофские антиклинальные поднятия представляют собой локальную геолого-геоморфологическую аномалию, связанную с новейшим этапом развития Балтийско-Мезенской зоны. Здесь имеются признаки и более ранних деформаций. Мелкие приразрывные складки развиты только в каледонском комплексе отложений и по многим признакам коррелируются с каледонскими структурами западной части Балтийско-Мезенской зоны [38, 48, 52]. Они прослеживаются далеко за переделы Дудергофской возвышенности, срезаются поверхностью выравнивания и с несогласием перекрыты четвертичным покровом. По отношению к разрывам Балтийско-Мезенской зоны они являются диагональными структурами, которые формировались в условиях правосдвиговых перемещений. Менее распространенные складки северо-западного простирания, вероятно, формировались в условиях левого сдвига. В крупные складки смяты зеркало складчатости малых структур, отложения четвертичного покрова и поверхность выравнивания в его основании. Таким образом, Дудергофские дислокации формировались в процессе каледонского, возможно герцинского и новейшего этапов деформаций. Выраженные в рельефе крупные новейшие антиклинали имеют локальное развитие в пределах узла пересечения нарушений Балтийско-Мезенской зоны с Гатчинским разрывом. В результате поперечных сдвиговых смещений вдоль этого разрыва сформировались уступы главной магистрали Балтийско-Мезенской зоны, которые в условиях новейших сдвиговых смещений выступали в качестве областей повышенной компрессии и проявления складчатости.

Южно-Онежский сегмент

В строении Южно-Онежского сегмента участвуют палеопротерозойские кварцито-песчаники (вепсийский надгоризонт, шокшинская свита) в составе фундамента и отложения осадочного чехла – верхнего венда и девона (рис. 10). Шокшинская толща расслоена мощным габбро-долеритовым силлом и образует пологую Западно-Онежскую синклиналь, которая плавно погружается и раскрывается к юг–юго-востоку [4, 13, 14, 34]. Отложения чехла с несогласием перекрывают эту структуру и образуют заливообразный выступ, вытянутый вдоль оси Западно-Онежской синклинали. Выявленные при дешифрировании разрывные нарушения имеют субширотную, северо-восточную и северо-западную ориентировку (см. рис. 10). Система субширотных ступенчатых в плане разрывов, образующих одну из магистралей Балтийско-Мезенской зоны, прослеживается в бортах долины р. Свирь и вдоль южных берегов Онежского озера, на восточном берегу которого в районе мыса Андома она приобретает северо-восточную ориентировку и отличается интенсивными складчатыми деформациями в осадках чехла (см. рис. 10, пункт 18).

Рис. 10.

Геолого-структурная схема Южно-Онежского сегмента (с использованием данных [14, 34]). Равноплощадная стереографическая проекция I полюсов слоистости (нижняя полусфера) для Андомской возвышенности (n = 234, изолинии –1/2/3/4/6/8%) (пункт 18). 1–2 – палеопротерозойские комплексы фундамента: 1 – шокшинские кварцито-песчаники, 2 – силл габбро-долеритов; 3–4 – отложения чехла: 3 – верхнего венда, 4 – девона; 5 – валы и антиклинали; 6–10 – разрывы: 6 – преимущественно сдвиги, 7 – взбросы и взбросо-сдвиги, 8 – сбросы, 9 – в акватоии, 10 – второстепенные; 11–12 – направления перемещений: 11 – сдвиговых, 12 – тангенциальных; 13 – стереограммы палеонапряжений главного структурно-кинематического парагенеза, квадранты: растяжения (черный), сжатия (белый) и номера пунктов наблюдений; 14 – линия сейсмопрофиля I–II; 15–16 – структурные элементы на стереограмме: 15 – шарниры складок, найденные: а – геометрически, б – по замерам в обнажениях; 16 – осевые плоскости складок F₁, F₂

К юго-западу от Онежского озера широко распространены дугообразные системы сбросовых нарушений, образующих каскадные системы и погружающиеся в восточных и юго-восточных румбах (см. рис. 10). Сбросы контролируют уступы и скальные эскарпы, и проявление асимметричного профиля современного рельефа (рис. 11, а). На сейсмограмме эти разрывы выражены сбросовыми смещениями пород фундамента и чехла (см. рис. 11, б). В восточной части профиля видны листрические сбросы, которые выполаживаются на глубине около 1000 м. Листрическую морфологию других нарушений можно предполагать по их дугообразной конфигурации в плане и антитетическому вращению блоков, выраженном в асимметрии рельефа (см. рис. 11). Крылья некоторых дугообразных сбросов переходят в линейные сдвиговые нарушения, смещения вдоль которых сопряжены с их сбросовой кинематикой. Некоторые сбросы являются оперяющими структурами и аккомодационными перемычками протяженных сдвиговых нарушений Балтийско-Мезенской зоны (см. рис. 10).

Рис. 11.

Интерпретация сейсмического профиля, пройденного к югу от р. Свирь вдоль линии I–I' (с использованием данных [37]). (а) – гипсометрический профиль, иллюстрирующий асимметричную морфологию современного рельефа; (б) – сейсмический разрез и сквозные разрывы, пронизывающие фундамент и чехол. 1 – отложения верхнего венда и девона; 2 – разрывы и направления смещений; 3 – складчатые палеопротерозойские комплексы; 4 – наклоненные поверхности выравнивания; 5 – направление антитетического вращения при сбросовых смещениях

Листрическая морфология сбросов, вероятно, контролируется пологими поверхностями срыва – детачментами, в качестве которых можно рассматривать соленосный горизонт, вскрытый параметрической скважиной в подошве палеопротерозойских комплексов Онежской структуры [34], глубинные сейсмические отражения, выявленные на сейсмопрофиле 1-ЕВ, а также субслойные срывы в подошве и внутри осадочного чехла. Признаки тектонической расслоенности шокшинской толщи отмечены в карьерах юго-западного Прионежья (см. рис. 10, севернее пункта 17). В ее строении обособлены многочисленные субслойные срывы, которые оперяются сколами Риделя (R) c небольшими (до 0.5 м) сбросовыми смещениями (рис. 12, а). Выше по разрезу развиты сбросы и сбросо-сдвиги, среди которых по соотношениям с поверхностями ледниковой экзарации можно выделить древние и новейшие постледниковые нарушения. Последние представлены скальными уступами высотой до нескольких десятков метров, на поверхности которых развиты зеркала скольжения, а в основании – глыбовые отвалы, отброшенные сейсмическим ударом на большие расстояния от скалы (см. рис. 12, б, см. рис. 10, пункт 17). Подобные образования широко распространены и рассматриваются в качестве новейших сейсмодислокаций [13]. Многочисленные малоамплитудные сбросы и сбросо-сдвиги смещают поверхности ледникового выравнивания и по этому признаку могут быть отнесены к новейшим нарушениям (см. рис. 12, в). Каскадная система новейших сбросов и связанных с ними ступенчатых уступов развита вдоль западных бортов Онежского озера и заливообразного выступа осадков чехла, вытянутого вдоль оси Западно-Онежской синклинали. Все эти нарушения имеют восточную экспозицию и динамически связаны с Балтийско-Мезенской зоной (см. рис. 10, пункт 17).

Рис. 12.

Структурные ансамбли в палеопротерозойских образованиях Западно-Онежской синклинали. Обозначены (цифры в кружках): 1 – субслойные срывы, 2 – оперяющие сколы Риделя, 3 – сбросовый эскарп, 4 – сбросо-сдвиг. (а) – системы субслойных срывов и оперяющих сколов Риделя (R) в кварцито-песчаниках шокшинской толщи (севернее пункта 17); (б) – скальный сбросовый уступ в породах габбро-долеритового силла, соответствующий новейшей сейсмодислокации (район пос. Гимрека, пункт 17); (в) – новейший сбросо-сдвиг в габбро-долеритовах, смещающий поверхность ледникового выравнивания (район пункта 17).

Совершенно иное тектоническое строение имеет юго-восточное побережье Онежского озера. Здесь в районе Андомской возвышенности и одноименного мыса (см. рис. 10, пункт 18) глинисто-песчаниковую толщу франского яруса осложняют складчато-разрывные структуры, образующие широкую (до 2 км) зону север – северо-восточного (25°–30°) простирания [14, 16, 22]. Структурный стиль зоны определяется системой складчатости, в которой узкие нарушенные разрывами антиклинали чередуются с пологими корытообразными синклиналями и коробчатыми антиклиналями (рис. 13, а). По отношению к простиранию Балтийско-Мезенской зоны складки ориентированы конформно и диагонально (см. рис. 10, стереограмма I).

Рис. 13.

Структурные ансамбли Андомского мыса в отложениях верхнего девона (пункт 18). 1–2 – песчано-глинистые отложения верхнего девона; 3 – четвертичные ледниковые отложения; 4 – зоны рассланцевания; 5 – разрывы и направления перемещений; 6 – разновозрастные структуры (цифры в кружках): 1 – герцинские, 2 – ледниковые гляциодислокации, 3 – новейшие

Антиклинали имеют сложное внутреннее строение, обусловленное сочетанием мелких и крупных изоклинальных, пережатых и диапироподобных складок течения (см. рис. 13, б). Центральные части антиклиналей и их крылья осложнены зонами нарушений, в которых первичная слоистость почти полностью затушевана развитием вторичных текстур – полосчатости и сланцеватости. Ширина складчато-разрывных зон достигает 100 м. В их строении участвуют крутопадающие и дивергентные нарушения, которые в разрезе часто образуют положительные структуры цветка – индикаторы транспрессивной обстановки (см. рис. 13). Эти нарушения являются доледниковыми герцинскими структурами: они смещены пологими малоамплитудными надвигами (гляциодислокации) и с несогласием перекрыты тонким (0.5–2 м) слоем морены. Некоторые крутопадающие взбросо-сдвиги, конформные герцинским нарушениям, проникают в четвертичные отложения, формируют уступы и карманы в их подошве. В кинематическом отношении эти новейшие разрывы почти полностью идентичны герцинским структурам, но отличаются от них тем, что они их часто секут, проникают в ледниковые отложения и имеют малые (1–2 м) амплитуды смещений (см. рис. 13, б).

Сегмент долины р. Онега

Балтийско-Мезенская зона испытывает виргацию и разделяется на две ветви в пределах исследуемого сегмента. Первая ветвь прослеживается на северо-восток, вторая ветвь с плавным изгибом простирается на север, затем северо-запад, где она сливается с Восточно-Карельской зоной (рис. 14). Русло р. Онеги унаследует изгиб дугообразной зоны нарушений и вместе с ней опоясывает крупный латеральный выступ фундамента в области замыкания гряды Ветреного Пояса [23]. Осадки чехла с размывом перекрывают породы фундамента и представлены отложениями верхнего венда, девона, нижнего–верхнего карбона. Горизонты палеосейсмитов здесь установлены на нескольких уровнях визейского яруса нижнего карбона и в основании касимовской толщи верхнего карбона [24]. В алевролит-глинистых толщах нижней части разреза (верхний венд–нижний карбон) здесь отмечаются сложные складчато-разрывные структуры. В бокситоносной толще визейских отложений Иксинского карьера отмечены глиняные диапиры и каскадные системы листрических сбросов северо-западного простирания [23] (см. рис. 14, пункт 19а). Аналогичную ориентировку в этом районе имеет грабен, заполненный осадками девона и нижнего карбона и далеко проникающий в область фундамента. Сильно сжатые приразрывные складки развиты в толщах верхнего венда на северо-западе территории. Вверх по восстанию эти структуры плавно выполаживаются, сменяясь пологими складками в вышележащих слоях.

Рис. 14.

Геолого-структурная схема долины р. Онега (с использованием данных [23]). Зоны нарушений: БМ – Балтийско-Мезенская, ВК – Восточно-Карельская. 1 – палеопротерозойские комплексы фундамента; 2–5 – отложения чехла: 2 – верхнего венда, 3 – девона, 4 – нижнего карбона, 5 – среднего–верхнего карбона; 6 – тектонические валы и антиклинали; 7–10 – разрывы: 7 – преимущественно сдвиги, 8 –взбросо-сдвиги, 9 – сбросы, 10 – второстепенные; 11–12 – направления перемещений: 11 – сдвиговых, 12 – тангенциальных; 13 – стереограммы палеонапряжений главного структурно-кинематического парагенеза,квадранты: растяжения (черный), сжатия (белый) и номера пунктов наблюдений

В грубослоистых известняках и доломитах среднего–верхнего карбона развиты широкие (100–500 м) открытые, иногда, брахиформные складки с углами падения в крыльях 5°–20°. Они сопровождается зонами трещиноватости и мелкоамплитудными (0.1–2 м) разрывами. Полого-складчатые структуры широко развиты в долине и бортах р. Онега почти на всем ее протяжении. В ядрах антиклиналей здесь иногда обнажаются породы фундамента, перекрытые непосредственно отложениями среднего или верхнего карбона, что свидетельствует о локальном размыве и конседиментационном характере формирования антиклинальных поднятий.

Одна из крупных антиклиналей северо-западного простирания прослежена вдоль русла р. Онега на протяжении 16 км (см. рис. 14, пункт 20). В ее ядре обнажаются алевролиты и аргиллиты верхнего венда, осложненные сдвиго-взбросами и узко-сжатыми приразломными складками (рис. 15). Эти структуры во многом напоминают каледонскую складчатость западной части Балтийско-Мезенской зоны. Визейские слои нижнего карбона с угловым несогласием перекрывают отложения венда и образуют крылья складки с углами падения 10°–15°. Базальная кора выветривания в основании визе с элементами несогласия, но участвует в строении разрывно-складчатых структур венда, образуя клиновидные в разрезе синклинали с сорванными крыльями (см. рис. 15). Горизонты палеосейсмитов развиты на двух уровнях визейской толщи – в нижней и верхней части ее разреза. С верхним горизонтом связаны нептунические дайки и трещины отрыва, которые ориентированы субортогонально к осевой плоскости складки, приуроченной к руслу реки (см. рис. 15). Это позволяет полагать, что визейские палеосейсмиты и связанные с ними нептунические дайки формировались в едином поле напряжений с этой складкой. О новейшей активизации сдвиговых смещений в приосевой части складки свидетельствует проникание нарушений из слоев венда в делювиальные отложения квартера, в которых развита кулисная система левосдвиговых трещин отрыва (см. рис. 15). Соотношения структур, развитых в слоях венда, карбона и квартера, указывают на длительное развитие рассматриваемой структуры в результате проявления каледонских и герцинских деформаций с импульсами активности в раннем и позднем визе, а также на более поздних стадиях.

Рис. 15.

Блок-диаграмма строения складчато-разрывных структур долины р. Онега (пункт 20). 1 – алевролит-глинистые отложения верхнего венда; 2–4 – пестроцветные отложения визейского яруса: 2 – алевролит-глинистые, 3 – брекчированная кора выветривания, 4 – конгломераты; 5 – известняки и мергели серпуховского яруса; 6 – делювиальные отложения квартера; 7 – нептунические дайки; 8 – горизонты палеосейсмитов; 9 – разрывы и направления смещений

Структуры сжатия (складки, взбросо-сдвиги) ориентированы конформно дугообразному изгибу северо-западного ответвления Балтийско-Мезенской зоны. Пространственная ориентировка структур растяжения (сбросов, грабенов, нептунических даек) закономерно меняется по отношению к этой дугообразной структуре. Они образуют веерообразную систему и в целом ориентированы субортогонально к развитым в ее пределах структурам сжатия (см. рис. 14). Возраст палеосейсмитов, закономерности изменения морфологии складок в разрезе и соотношения структур с разными комплексами отложений позволяют полагать, что формирование нарушений в долине р. Онега было связано с каледонскими, герцинскими и новейшими деформациями.

Структуры каледонского этапа деформаций

На рассматриваемой территории в пределах каледонского комплекса отложений выделено два типа структурных парагенезов, связанных с поздней стадией развития каледонского бассейна (поздний ордовик) и скандинавской фазой тектогенеза (поздний силур–ранний девон [38, 48, 52]).

D2a. Структурный парагенез стадии D2a представлен палеосейсмитами кукрузерского горизонта карадокского яруса и динамически связанными с ними структурами растяжения северо-восточной ориентировки: кластические (нептунические) дайки, трещины отрыва и системы сбросов в толщах, подстилающих сейсмогенные образования [24]. В результате последующих наложенных деформаций эти структуры испытали смещения, а нептуничесаие дайки – продольное рассланцевание. Рассматриваемые структуры растяжения относятся ко второй кинематической группе парагенезов и характеризуют преимущественно сбросовый режим деформаций (см. рис. 17, стереограммы 1, 6, 11). В районе оз. Копанское установлено несколько древних (доледниковых) субширотных нарушений с левосторонней сдвиговой и сдвиго-сбросовой кинематикой, что, возможно, связано с проявлением на этапе D2a соответствующих смещений вдоль магистралей Балтийско-Мезенской зоны (см. рис. 17, стереограмма 11).

D2b. Структурный парагенез стадии D2b представлен широкими (0.1–4 км) зонами складчато-разрывных нарушений северо-восточного и субширотного простирания, детально изученные на территории Эстонии [38, 48, 52] и Ленинградской области в карьерах по добыче горючих сланцев верхнего ордовика (пункты 2, 7), в слоях кембрия – среднего ордовика в районах Ордовикского глинта (пункты 10, 12) и Дудергофских высот (пункт 16) (см. рис. 1 и рис. 2). Зоны нарушений образованы системой магистральных взбросо-сдвигов и диагонально оперяющих взбросов и надвигов, с которыми связаны характерные асимметричные складки (см. рис. 3). Вергентность оперяющих разрывно-складчатых структур часто меняется в зависимости от их положения к плоскости магистрального сдвига. Нарушения сопровождаются хрупко-пластическими деформациями с развитием кливажа, сланцеватости и будинообразных линз. В бортах разрывов развиты зоны трещиноватости, иногда с тонкими жилками кальцита и сульфидной минерализацией (пирит, галенит, сфалерит). Вертикальные смещения вдоль отдельных разрывно-складчатых структур обычно составляют 1–7 м, достигая первых десятков метров [38], горизонтальные, – вероятно, значительно больше.

В карьерах района г. Нарва нарушения данного типа, развитые в слоях верхнего ордовика, с несогласием перекрыты отложениями среднего девона, что позволяет рассматривать их в качестве структур скандинавской фазы каледонского этапа деформаций [38, 48, 52]. Структурный парагенез D2b относится к первой (главной) кинематической группе правостороннего взбросо-сдвигового режима деформаций (см. рис. 17, стереограммы 2, 7, 12, 16).

Структуры герцинского этапа деформаций

Структурные ансамбли герцинского этапа изучены в образованиях одноименного комплекса отложений на северо-востоке Балтийско-Мезенской зоны (см. рис. 1, пункты, 17, 18, 19, 20). Здесь установлено три типа структурных парагенезов, с каждым из которых связаны палеосейсмиты определенного возраста.

D3a. Структурный парагенез стадии D3a изучен на юго-востоке Онежского озера в районе Андомской возвышенности (см. рис. 1, пункт 18). Он представлен горизонтами палеосейсмитов франского яруса и системой связанных с ними конседиментационных сбросов и небольших грабен-синклиналей, которые приникают в нижележащие слои [24]. Сбросовые нарушения амплитудой до 2 м имеют ступенчатую и листрическую конфигурацию, часто выполаживаются вниз по падению, переходя в субслойные срывы. Во многом аналогичная система структур осложняет слои палеопротерозойских кварцито-песчаников шокшинской свиты (фундамент), развитой в западном борту Онежского озера (см. рис. 12, а; см. рис. 1, пункт 17). На стереографических проекциях структурно-кинематические элементы рассматриваемого парагенеза в породах фундамента и слоях верхнего девона выглядят почти идентично (см. рис. 17, стереограммы 27, 28). Сбросовые нарушения имеют субширотное простирание, погружаются и выполаживаются в южном направлении. Субширотные сбросы выявлены и в породах каледонского комплекса западной части Балтийско-Мезенской зоны (см. рис. 17, стереограммы 3, 8, 13). Структурный парагенез стадии D3a относится к третьей кинематической группе и характеризует обстановку поперечного по отношению к простиранию Балтийско-Мезенской зоны растяжения (см. табл. 1).

D3b–D3c. Структурные парагенезы стадий D3b и D3c изучены на юго-востоке Онежского озера и в долине р. Онега (см. рис. 1, пункты 17, 18, 19, 20). В герцинских комплексах отложений здесь развиты разнообразные складчато-разрывные структуры, зоны трещиноватости и горизонты палеосейсмитов ранне- и позднекарбонового возраста [24]. Морфология герцинских структур зависит от реологических свойств вмещающих пород. В глинисто-песчаниковых и глинистых толщах в пределах Балтийско-Мезенской зоны развиты хрупко-пластические деформации и сложные складчато-разрывные нарушения, местами, положительные структуры цветка, с вертикальными амплитудами смещений до нескольких десятков метров (см. рис. 13). В грубослоистых карбонатных толщах верхней части палеозойского разреза складки пологие и широкие, сопровождаются хрупкими деформациями, зонами трещиноватости и малоамплитудными разрывами.

Нарушения, развитые вдоль главной магистрали Балтийско-Мезенской зоны, соответствуют первой кинематической группе и правостороннему взбросо-сдвиговому режиму деформаций (см. рис. 17, стереограммы 17, 18). Взбросо-сдвиги, ориентированные продольно дугообразному ответвлению северо-восточной части Балтийско-Мезенской зоны, имеют субмеридиональное и северо-западное простирание (см. рис. 1, пункт 20). По отношению к этой второстепенной магистрали они характеризуют левосторонний взбросо-сдвиговый режим деформаций (см. рис. 17, стереограмма 20). В целом в пределах дугообразной ветви отмечается радиальная ориентировка разновозрастных структур растяжения и концентрическая – для структур сжатия (см. рис. 17, стереограммы 19, 20, 24, 25). Такая согласованность структур сжатия и растяжения позволяет предполагать их длительное развитие в единообразной тектонической обстановке, связанной со структурой дугообразной зоны.

Структуры новейшего этапа

Новейшие структурные парагенезы развиты во всех комплексах пород чехла и фундамента. Они представлены гляциодислокациями и более поздними нарушениями, которые проникают в постледниковые отложения и выражены в современном рельефе.

D4а. Структурные ансамбли стадии D4а представлены приповерхностными гляциодислокациями: криогенными трещинами и карстом, поверхностями экзарации и ледникового скольжения, связанными с ними пологими надвигами и структурами торошения (см. рис. 3; см. рис. 9, в; см. рис. 13, б), а также ледниковыми отторженцами (см. рис. 5). Для рассматриваемой территории, судя по ориентировке гляционарушений и ледниковых морфоструктур, перемещение ледниковых покровов в плейстоцене происходило преимущественно в южных и юго-восточных румбах [45].

D4b–D4c. Структурные парагенезы стадий D4b и D4c представлены разнообразными формами проявления: активизированными древними разрывами, сейсмодислокациями и палеосейсмитами, деформациями морфоструктур рельефа и связанными с ними геолого-геоморфологическими аномалиями, а также событиями исторической и современной сейсмической активности. Крупные новейшие антикалинальные поднятия установлены в районах Вайварских и Дудергофских высот.

Новейшие тектонические нарушения и генетически связанные с ними палеосейсмиты были выявлены в поздне- и постледниковых озерно-аллювиальных отложениях позднего неоплейстоцена–голоцена приглинтовой низменности и южного Приладожья [5, 6, 24]. В районе оз. Копанское в отложениях позднеледникового Балтийского озера (lgIIIbl) выявлено два типа структурных парагенезов (см. рис. 1, пункт 15). Ранний парагенез (D4b) представлен палеосейсмитами и связанной с ними системой конседиментационных сбросов и грабенообразных структур северо-восточного простирания (см. рис. 17, стереограмма 14). Аналогичную ориентировку имеют грабенообразные ложбины доледникового рельефа в районе оз. Копанского (см. рис. 5), а также выраженные в рельефе разрывы ряда других участков (см. рис. 17, стереограммы 4, 9, 14, 21, 22, 23). В районе Дудергофских высот и Онежского озера установлены постледниковые левосторонние сдвиги и сдвиго-сбросы конформные простиранию Балтийско-Мезенской зоны (см. рис. 17, стереограммы 22, 23). Рассматриваемый ансамбль структур относится ко второй кинематической группе и характеризует сбросовый (иногда сдвиго-сбросовый) режим деформаций, время проявления которого соответствует возрасту вмещающих отложений – поздниму дриасу (10 730–9700 гг. до н.э.) [8].

Наиболее поздний структурный парагенез (D4c) в отложениях Балтийского озера представлен сбросами и грабен-синклиналями север–северо-западной ориентировки, а также трещинами с надвиговой и сдвиговой кинематикой (см. рис. 17, стереограмма 15). Выраженные в рельефе и проникающие в четвертичный покров структуры с аналогичной кинематикой выявлены и в более древних комплексах пород (см. рис. 17, стереограммы 5, 10, 16, 17, 18, 20). Реконструированные на стереограмме оси сжатия и растяжения имеют примерно одинаковое наклонное положение к горизонтальной плоскости, что в большей степени соответствует правосдвиговому режиму деформаций Балтийско-Мезенской зоны. Разрывные структуры этого парагенеза секут более ранние нарушения (D4b), что отмечается и на цифровых картах рельефа в виде правосторонних смещений грабенообразных ложбин [24]. Соответствующие структурам D4c палеосейсмиты, вероятно, присутствуют в основании отложений позднеголоценовой ладожской трансгрессии юго-восточного Приладожья, где было выявлено Свирско-Оятское сейсмическое событие в интервале времени 4.5–2.0 тыс. 14С л.н. [5, 6]. По кинематическим признакам рассматриваемый структурный парагенез коррелируется с проявлениями современной сейсмической активности, для которых имеются решения сейсмофокального механизма [1, 42] (см. рис. 1).

Тектоно-динамические модели

Для платформенных областей разработаны динамические модели [26, 39, 47], согласно которым сдвиговые смещения реализуются в основном в кристаллическом фундаменте, а в отложениях чехла они проявлены в виде кулисной системы диагональных складок и надвигов, сопряженных с многочисленными субслойными срывами (рис. 18, а). В результате проявления последних в толщах чехла проявляется дисгармоничная структура. Оперяющие складки-надвиги в противоположных бортах сдвига, как правило, имеют обратную вергентности и в целом образуют пропеллеробразную структуру [26]. Сама плоскость сдвига в осадках чехла может быть выражена не отчетливо, – в виде пояса трещиноватости и рассредоточенных малоамплитудных смещений, т.к. значительные сдвиговые смещения в фундаменте перераспределяются и реализуются в деформационных структурах чехла (субслойные срывы, складки, трещины). Предлагаемая модель во многом подходит для позднекаледонских структур Балтийско-Мезенской зоны.

Рис. 18.

Графические модели проявления деформаций в зонах сдвига. (а) – модель сдвиговых смещений в породах фундамента с их трансформацией в малоамплитудные разрывы в слоистой толще чехла, совмещенные с системами диагональных складок и надвигов, которые сопряжены с субслойными срывами; (б) – модели (вид в плане): I – локализации складчато-разрывных структур на участках изгиба сдвиговой зоны, II ‒ двух смежных изгибов ее магистрали, III – в области виргации нарушения; (в) – объемная модель соотношений структурных ансамблей в Южно-Онежском сегменте смежных изгибов магистрали Балтийско-Мезенской зоны сдвига. 1–2 – комплексы: 1 – фундамента, 2 – чехла; 3 – водоемы; 4–6 – разрывы: 4 – сдвиги, 5 – взбросы и надвиги, 6 – сбросы; 7 – антиклинали; 8 – направления перемещений; 9 – поднятия; 10 – депрессии

Структурные неоднородности и геолого-геоморфологические аномалии, присущие Балтийско-Мезенской зоне, можно рассмотреть в связи с известными моделями дискретных деформаций в зонах сдвига [7, 31, 41, 53]. В результате поперечных сдвиговых смещений сформировались уступы и изгибы главной сдвиговой магистрали Балтийско-Мезенской зоны, которые при дальнейших подвижках выступали в качестве областей повышенной компрессии и развития высокоамплитудных складок и поднятий (см. рис. 18, б, диаграмма I). Типичным примером таких структур являются Дудергофские дислокации.

Комбинированный случай двух встречных изгибов магистрали Балтийско-Мезенской зоны может быть рассмотрен на примере структур Южно-Онежского сегмента. Здесь магистраль зоны имеет корытообразную в плане структуру. При правом сдвиге один из ее сегментов проявился в виде декомпрессионного изгиба, другой сегмент – компрессионного изгиба (см. рис. 18, б, диаграмма II). В результате в западном борту Онежского озера доминантными структурами стали каскадные системы сбросов, а в восточном – складчатые и взбросо-надвиговые структуры (см. рис. 18, в). Листрический характер сбросов и связанные с ними асимметричные формы рельефа указывают на важную функцию детачмента в основании ансамбля данных структур.

Тектонотипичной является и динамическая обстановка восточного фланга Балтийско-Мезенской зоны, где она испытывает виргацию. При правом сдвиге структуры северного ответвления (р. Онега) располагались в компрессионном секторе, где формировались компенсирующие сдвиг разрывно-складчатые нарушения (см. рис. 18, б, диаграмма III). Южнее в противоположном борту Балтийско-Мезенской зоны находится контролируемая сбросами депрессия долины р. Мокша, соответствующая декомпрессионному сектору сдвиговой виргации (см. рис. 1).

Этапы и стадии деформаций

Рассмотренные материалы показывают, что Балтийско-Мезенская зона в фанерозое испытала многократную активизацию в различных динамических режимах, следы которых сохранились в виде специфических структурных парагенезов, горизонтов палеосейсмитов и поверхностей несогласий. Имеющиеся геолого-структурные данные позволяют выделить три этапа развития Балтийско-Мезенской зоны, на протяжении которых проявились восемь стадий тектонической активности и неоднократные кинематические инверсии, по [33]. Нами представлены реконструированные тектонические и кинематические обстановки каждого события (см. табл. 1).

Каледонский этап. Данный этап развития территорий Прибалтики принято рассматривать в связи с тектонической эволюцией Скандинавских каледонид, для которых установлено четыре стадии активизации на протяжении кембрия–раннего девона [38, 48, 51, 52]. Для изученной части Балтийско-Мезенской зоны выявлено два типа структурных парагенезов, которые могут быть сопоставлены с наиболее поздними стадиями каледонского тектогенеза.

Тектонические события D2a проявились в позднем ордовике в процессе формирования Прибалтийского бассейна горючих сланцев кукрузерского горизонта (геохронологический возраст около 460 млн лет [8]). Вероятно, интенсивные сейсмические импульсы привели к мобилизации керогенного вещества и развитию горизонтов палеосейсмитов, а также пространственно связанных с ними нептунических даек и сбросов. Эти структуры формировались при косо ориентированном к простиранию Балтийско-Мезенской зоны растяжении, которая развивалась при этом в качестве левого сдвига, возможно, в обстановке транстенсии (см. табл. 1).

Тектогенез стадии D2b сопоставляется с главной фазой развития каледонид – скандинавской орогенией, проявившейся в результате косой коллизии Балтии и Лаврентии в позднем силуре– раннем девоне (пик события – 407 млн лет) [43, 52]. Со стадией D2b был связан глубокий размыв территории и формирование сильно расчлененного рельефа. Балтийско-Мезенская зона развивалась в это время в условиях правосдвиговой транспрессии, в результате которой вдоль ее магистралей сформировались диагонально-кулисные складчато-надвиговые и взбросовые нарушения (см. табл. 1). Предполагается, что деформации в Прибалтике проявились в результате скандинавских покровно-надвиговых перемещений, оказавших прямое динамическое воздействие на огромные территории [52]. Каледонские нарушения, локализованные в пределах Балтийско-Мезенской зоны, удалены на 650–1000 км от фронта этих покровов, – при этом Балтийско-Мезенская зона по отношению к линии их простирания ориентирована под углом 30°–45° вдоль траекторий касательных напряжений. Можно предположить, что правосдвиговые перемещения Балтийско-Мезенской зоны были отчасти независимы от прямого воздействия скандинавских покровов, но проявлялись с ними в единой динамопаре, организованной по принципу надвиг и сопряженный с ним сдвиг.

Каледонский этап развития на территории Прибалтики завершился соландинской фазой растяжения (405–395 млн лет) [52]. Предполагается, что на этой стадии формировались песчаниковые дайки и приуроченные к разрывам карстовые образования [52]. Время формирования этих структур не установлено. Многие из них могли быть связаны с более поздними этапами развития Балтийско-Мезенской зоны [24].

Герцинский этап. Данный этап развития Балтийско-Мезенской зоны связан с периодом накопления отложений среднего девона–верхнего карбона, когда области активного осадконакопления сместились в центральные и восточные сегменты Восточно-Европейской платформы – бассейн Московской синеклизы и область перикратонных прогибов Уральского палеоокеана [40]. Раннегерцинские тектонические события позднего девона в пределах платформы сопровождались дифференцированными тектоническими перемещениями и проявлением щелочно-базальтового и щелочно-ультраосновного магматизма [40]. В Уральских бассейнах проявились ранние процессы сжатия и надвигание тектонических покровов в западном направлении [35]. В среднем–позднем девоне на стадии D3a развитие Балтийско-Мезенской зоны происходило в условиях поперечного растяжения, когда формировались листрические сбросы, контролируемые субслойными срывами в отложениях чехла и глубинными детачментами (см. табл. 1). К этим структурам, вероятно, относится Везенбергский сбросовый уступ (см. рис. 2). В конце франского времени проявились сейсмические события (палеосейсмиты, конседиментационные сбросы), затем последовал длительный перерыв в осадконакоплении.

В карбоне на стадиях D3b и D3c развитие Балтийско-Мезенской зоны происходило преимущественно в условиях правосдвиговой транспрессии (см. табл. 1). Интенсивные сейсмические и тектонические события проявились в визейское время в процессе накопления бокситоностных отложений, а также в позднем карбоне (касимовский век). В результате сформировались разрывно-складчатые структуры, приуроченные к сегментам изгиба и виргации Балтийско-Мезенской зоны, субортогональные их простиранию структуры растяжения (сбросы, грабены, нептунические дайки). На востоке за пределами рассматриваемой территории аналогичные герцинские нарушения осложняют толщи пермских и нижнетриасовых отложений, что свидетельствует о тектонической активности Балтийско-Мезенской зоны и в конце герцинского этапа [21].

Длительный перерыв в осадконакоплении и отсутствие геохронологических реперов не позволяют охарактеризовать раннеальпийский этап развития Балтийско-Мезенской зоны. В неоплейстоцене территория севера Восточно-Европейской платформы была охвачена Скандинавским оледенением, которое продвигалось в южном и юго-восточном направлении и сопровождалось развитием гляциодислокаций и ледниковых морфоструктур [45].

Новейший этап. Данный этап развития Балтийско-Мезенской зоны был связан с накоплением поздне- и постледниковых озерных и озерно-аллювиальных отложений позднего неоплейстоцена–голоцена. На ранней стадии D4b (поздний дриас, 10 730–9700 гг. до н.э. [8]) Балтийско-Мезенская зона развивалась в условиях левосдвиговых смещений, возможно, в режиме транстенсии, что сопровождалось проявлением сейсмических событий и связанных с ними структур растяжения таких, как конседиментационные сбросы, грабен-синклинали и нептунические дайки (см. табл. 1). На поздней стадии D4c в голоцене произошла кинематическая инверсия, после которой Балтийско-Мезенская зона развивалась в обстановке правосдвиговой транспрессии. Интенсивные деформации при этом проявились в узлах пересечения Балтийско-Мезенской зоны с поперечными нарушениями, в сегментах ее изгиба и виргации, в области которых формировались новейшие антиклинальные поднятия (Вайварские, Дудергофские) и депрессии (Онежская, Ладожская, Мокшинская) (см. табл. 1). Новейший тектогенез сопровождался развитием сейсмодислокаций и горизонтов палеосейсмитов, деформациями голоценовых осадков и формированием структур прорыва газогидратов – пок-маков. Крупное Свирско-Оятское сейсмическое событие (4.5–2.0 тыс 14С л.н. [5, 6]) произошло на юго-востоке Ладожского озера.

Эпицентры исторических и современных землетрясений свидетельствуют о высокой сейсмической активности территории (см. рис. 1). В западной засти Балтийско-Мезенской зоны в районе слияния Ботнического и Финского заливов в 1976 г. произошло крупное Осмуссаарское землетрясение с магнитудой 4.7 при глубине очага 17 км, которое было зафиксировано на расстоянии до 600 км от эпицентра. При землетрясении произошло правостороннее взбросо-сдвиговое смещение вдоль субширотного нарушения в акватории Финского залива и левый субмеридиональный сдвиг вдоль Эстонской береговой линии [1]. Похожие динамические параметры, согласованные с новейшей (D4c) кинематикой Балтийско-Мезенской зоны, реконструированы для землетрясения 1881 г. в районе г. Нарвы [42].

Новейшие деформации D4c в целом согласуются с особенностями современной геодинамики Евро-Арктического региона. Анализ механизмов очагов землетрясений в Северной и Центральной Атлантике в совокупности с данными геодезического мониторинга показал, что на современном этапе межплитная граница Евразии и Северной Америки вышла из режима дивергенции и на всем протяжении от Шпицбергена до моря Лаптевых представляет собой трансформную тектоническую структуру [3]. Связанное с активным раскрытием Северного Ледовитого океана движение Евро-Арктических коровых масс в юго-восточном направлении в настоящее время сменилось преобладающими перемещениями к востоку–северо-востоку, что подтверждается данными спутниковых GPS измерений [9]. Современные правосдвиговые смещения вдоль Балтийско-Мезенской зоны согласуются с геодинамической моделью [3, 9] и позволяют предполагать, что блок Фенноскандии испытывает движение в восточных румбах с большими скоростями, чем Русская плита.