Единое окно доступа к образовательным ресурсам

Валаамский силл габбро-долеритов и геодинамика котловины Ладожского озера: Монография

Голосов: 0

В данной монографии впервые так детально рассматриваются геология и петрология изверженных пород Валаамского силла вместе с геодинамикой южной краевой части Фенноскандинавского щита на протяжении от раннего протерозоя до современности. С позиции синергетики охарактеризовано соотношение мантийного базальтового и корового гранитного расплавов бимодального магматизма Валаамского силла. Доказывается, что Валаамский силл - это петрогенетическая модель в миниатюре габбро-анортозит-рапакивигранитного магматизма. Обоснована необходимость создания геодинамического полигона котловины Ладожского озера для обеспечения геоэкологической безопасности региона. Книга предназначена для научных работников в области докембрийской геологии, геоморфологии, неотектоники, магматической петрологии, геотектоники, синергетики и всех, интересующихся геологическим временем.

Приведенный ниже текст получен путем автоматического извлечения из оригинального PDF-документа и предназначен для предварительного просмотра.
Изображения (картинки, формулы, графики) отсутствуют.
    ЭТАПЫ ТЕКТОНИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ КОТЛОВИНЫ ЛАДОЖСКОГО ОЗЕРА                                                              79

Т а б л и ц а 6. Последовательность колебательных волновых, глыбово-волновых и глыбовых движений
Северного Приладожья Фенноскандии
       Этапы тектонических движений                                 Характер тектонических движений
                                              Колебательные движения в ходе формирования осадочно-вулканогенного
I. Среднерифейские древнейшие движения Rf21   чехла. Развитие бассейнов глубинного и поверхностного компенсирования под
                                              влиянием радиальной геофлексуры Полканова
                                              Контракционное сжатие и формирование систем первичной отдельности в
                                              силле габбро-долеритов. Формирование полого-волнистых и купольных
II. Тектонические движения при
                                              структур зон монцонитизации при контракции. Формирование системы
кристаллизации расплава в камере силла Rf22
                                              контракционной наложенной трещиноватости времени внедрения
                                              гранофировых жил по системам растяжения
                                              Образование на хорде прогибания складчатой структуры полого-волнистой
III. Конседиментационное прогибание,          синклинально-антиклинальной системы. Искривление осевой поверхности
поверхностно-глубинное компенсирование        Валаамской структуры. Образование срывов по плоскостям пластовой
Rf31-2                                        отдельности. Образование кливажа в замках складок и радиальной системы
                                              разрывов, накладывающихся на первичную отдельность
IV. Заложение Пашско-Ладожской горсто-        Системы наложенной трещиноватости и разломов блоковых ограничений
грабеновой системы V1-2                       горсто-грабеновой системы; сдвиговые дислокации, зоны милонитизации
V. Новейшие тектонические                     Возвратно-колебательные волновые и глыбово-волновые движения в ходе
(неотектонические) движения                   формирования палеозойского чехла
                                              Глыбово-волновые движения в ходе формирования Фенноскандинавского
VI. Молодые волновые и глыбовые
                                              мезозойского чехла и кор выветривания. Плейстоценовые блоковые движения
тектонические движения
                                              по Пашско-Ладожской горсто-грабеновой системе
                                              Активизация глыбовых движений на голоценовом постгляциальном этапе,
VII. Современные глыбово-волновые             обновление зон ранее сформированных разломов, деструкция палеической
тектонические движения                        поверхности ледникового ложа. Современный этап формирования Ладожской
                                              радиально-кольцевой неотектонической структуры

       На III этапе имели место складчатые волновые движения. Трещины стадии проседания, прогиба-
ния представлены трещинами поддвигания в крыльях пологих складок. На IV этапе горсто-грабенооб-
разования также происходят складчато-волновые движения, но в условиях активной стадии деформа-
ций и разрывных нарушений. В результате обрушения здесь образуются трещины шовные межблоко-
вые, блоковые и трещины поперечного блокового разрыва. Очень характерны зоны милонитизации и
сдвиговые дислокации. В неотектонический период (V и VI этапы), в палеозой-мезозой-кайнозойское
время преобладают глыбово-волновые движения. Происходит подновление ранних горсто-грабеновых
систем. Формируются трещины и раздвиги озерных котловин и бухт по системам межблоковых разры-
вов, в том числе и зияющие.
       В настоящее и постледниковое время (VII этап) в пределах Валаамско-Салминской островной
гряды наблюдается общее воздымание, растяжение. Формируются трещины возобновленные, обнов-
ленные, наложенные на палеические поверхности, активизированные, морозобойные, концентриче-
ски-скорлуповатые. В целом создается впечатление, что современная «живая» тектоника в условиях раз-
грузки напряжений активно способствует неустойчивости сплошности. Острова разрушаются в геоло-
гическом отношении с весьма высокой скоростью.

5.7. ГЕОДИНАМИКА КРАЕВОЙ РАДИАЛЬНОЙ ФЛЕКСУРЫ ПОЛКАНОВА

       Краевая флексура, ограничивающая Фенноскандинавский щит (рис. 38), отражает автоволновые
движения щита от раннего докембрия до современности, оказывая влияние на формирование рельефа
его южной краевой части.
       Позднеархейский осадочно-вулканогенный чехол Карельского геоблока с мощной терригенной
базальной толщей относится к числу наиболее древних протоплатформенных чехлов архейского типа.
Раннепротерозойские вулканогенно-осадочные толщи, слагающие платформенный чехол на Карель-
ском геоблоке, принадлежат нескольким самостоятельным седиментационно-вулканическим циклам,
разделенным корами выветривания, угловыми несогласиями (Светов, 1972, 1979; Светов, Свириденко,
1991, 1992). Установленная в них цикличность характеризует условия образования осадочно-вулкано-
генных чехлов. Режимы формирования докембрийских трансрегиональных осадочно-вулканогенных
чехлов отличаются спокойными тектоническими обстановками колебательных движений (Светов,
2003). Тому есть серьезные палеовулканологические и палеогеографические доказательства.
       Высказано мнение (Чувардинский, 2007), что трудно ожидать неизменности разломных зон, на-
чиная с докембрия и до наших дней, т. е. их подновления в новейший этап. Поэтому целесообразно на
примере краевой флексуры Полканова, в зоне воздействия которой находится Валаамский силл, дать
итоговую характеристику тектонических движений в краевой части Фенноскандинавского щита.


80                                                                                             ГЛАВА 5

      Заложение краевой радиальной флексуры, получившей название флексуры Полканова (Светов,
1975), относится к среднему ятулию. Она предопределила положение южной границы Карельского
седиментационного бассейна и границы зоны сочленения Фенноскандинавского щита и Русской
плиты. Само ее заложение вызвано общей кратонизацией региона. С начала формирования флексуры
устанавливается тесная сопряженность тектонических движений по разломам продольного северо-
восточного и поперечного северо-западного направлений. С нею связано начало формирования крае-
вого Балтийско-Беломорского трансструктурного вулканического пояса (Светов, 1979), протянувше-
гося от южной части Финляндии, через Ладожское и Онежское озера, Онежский п-ов Белого моря и
далее на северо-восток на расстояние более чем 1500 км. В зоне перегиба коры на всем протяжении
флексуры скорость перемещения отдельных ее частей оставалась различной в силу блокового строе-
ния коры этой части щита.
      На ранних этапах развития флексуры произошло становление Онежской вулкано-тектонической
структуры и Онежско-Ладожского поднятия. Наложенный характер флексуры очевиден, поскольку она
занимает секущее положение к шовным зонам геоблоков (рис. 38) и к их внутренним структурам. Со-
временные границы структурной делимости щита прослеживаются под платформенным чехлом в до-
кембрийском фундаменте Русской плиты и имеют трансконтинентальный характер.
      В последующем, вплоть до верхнего ятулия – раннего людиковия (Светов, Свириденко, 1991)
южная окраина щита испытывала медленное погружение вдоль линии, совпадающей с осью флексу-
ры Полканова. С зонами перегиба сопряжены не только фациальные границы новых развивающихся
седиментационных бассейнов, но и системы поперечных и параллельных оси перегиба флексуры
магмовыводящих и вулканоконтролирующих разломов. Дифференцированные блоковые движения
особенно усилились к концу людиковия – началу ливвия. С середины ливвия активные тектониче-
ские движения в осевой линии флексуры стабилизировались. С завершением свекокарельской гра-
нитизации около 1800 млн л.н. южная часть щита представляла собой часть единой эписвекокарель-
ской протоплатформы, границы которой выходят за пределы фундамента Восточно-Европейской
платформы.
      В раннем рифее произошло обособление Балтийской возвышенности, включающей практически
всю территорию Фенноскандии и эпикратонное опускание, охватившее центральную часть Русской
плиты. Сопряженность с осевой линией флексуры компенсационной впадины с высокой мощностью
осадков позволяет рассматривать ее как прогиб, развивающийся на волне отстающего поднятия.
      Именно влияние флексуры сказывается на формировании пластовых форм плутонов бимодаль-
ного габбро-анортозит-рапакивигранитного магматизма и на перемежаемости пород основного и ки-
слого составов. Это обусловлено генетически связанными с флексурой глыбово-блоковыми движения-
ми кристаллического фундамента. Вдоль ее осевой линии в Восточном Приладожье и Южной Финлян-
дии формировались также пояса даек долеритов. В среднем рифее глыбово-волновыми движениями бы-
ла охвачена вся осевая линия краевой флексуры Полканова от Белого моря вдоль южной границы Фен-
носкандинавского щита, вплоть до побережья Юго-Западной Швеции и Норвегии. История развития
флексуры наиболее ярко зафиксирована проявлением платобазальтового вулканизма. При этом рифей-
ская вулканическая деятельность протекала только в осевых частях вулкано-тектонических депрессий
краевой части флексуры Полканова.
      Ареалы среднерифейского платобазальтового вулканизма обнаруживают предпочтительную со-
пряженность с поперечными к линии флексуры разломами, ограничивающими приразломные депрес-
сии, трансформированные уже на ранних стадиях развития в структуры наложенных грабенов, продол-
жающихся к югу под палеозойский чехол Русской плиты. В венде в целом произошла стабилизация тек-
тонических движений Балто-Сарматской платформы. Последовательное увеличение мощностей венд-
ско-палеозойских отложений, расположенных на границе Фенноскандинавского щита и Русской плиты
в южном направлении (Flodйn et al., 1979; Emelyanov, Kharin, 1988; Юдахин и др., 2003), свидетельствует
о погружении кристаллического фундамента Русской плиты.
      Современное выражение флексуры Полканова определяется ступенеобразной формой рельефа в
зоне сочленения Фенноскандинавского щита и Русской плиты. Установлены разновозрастные тектони-
ческие зоны, параллельные флексуре Полканова, и радиальные горсто-грабеновые системы, перпенди-
кулярные к ней.
      В становлении флексуры выделяются, таким образом, несколько последовательных стадий. На-
чальная стадия – это начало сводообразования и прогибания. Зрелая флексура усложняется горсто-
грабеновыми системами. Поздней стадии отвечают несколько этапов воздымания и обращенного
нисхождения. Идет ее усложнение, т. е. активизация ранних горсто-грабеновых систем и заложение
новых. Возобновляются блоковые радиальные движения, происходит наложение полихронной тре-
щиноватости.


ЭТАПЫ ТЕКТОНИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ КОТЛОВИНЫ ЛАДОЖСКОГО ОЗЕРА                                          81

5.8. ВАЛААМСКИЙ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЙ ПОЛИГОН КОТЛОВИНЫ ЛАДОЖСКОГО ОЗЕРА
В КАРЕЛИИ (ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ)

       Котловина Ладожского озера и прилегающая часть его северного побережья относятся к числу
наиболее тектонически активных в современную эпоху морфоструктур Карелии. Гляциоизостатическое
воздымание Фенноскандинавского щита (ФСЩ) в связи с деградацией плейстоценового покровного
оледенения является важнейшим фактором смены геодинамических обстановок на территории Север-
ной Европы. Скорость подъема в центре возрождающегося мегасвода Фенноскандии (северная часть
Ботнического залива) достигает 10 мм/год, что сопоставимо со скоростью воздымания Гималайско-Ти-
бетской горной страны Высокой Азии. Экватор и геометрический центр котловины Ладожского озера
совпадает с осью краевой радиальной геофлексуры Полканова. Вместе с тем линия геофлексуры делит
ложе котловины на южную мелководную (5–70 м) и северную глубоководную (70–242 м) части. Поло-
жению оси геофлексуры конформна в целом нулевая изобаза современного гляциоизостатического воз-
дымания ФСЩ. В северной части Ладожского озера размещается Валаамско-Салминская островная
гряда в виде узкой выпуклой к северу полосы с радиусом дуги 76 км. Геометрический центр дуги остров-
ной гряды совпадает с геометрическим центром Ладожского озера.
       В северной, наиболее глубокой части ложа котловины озера фиксируется сложноустроенная гор-
сто-грабеновая система с резкими тектоническими ограничениями ступеней и с перепадами высот бло-
ков с глубинными отметками 100, 140, 180, 200 и 242 м. Высотные отметки островов Валаамско-Сал-
минской гряды колеблются от надводного уровня скал до 51,8 м на о. Скитском Валаамского архипела-
га. Общий перепад высот блоковых перемещений составляет в целом около 250–300 м.
       По геолого-геоморфологическим данным котловина Ладожского озера имеет тектоническую при-
роду и интерпретируется как сложно организованная и длительно формирующаяся структура грабено-
вого или горсто-грабенового типа (Лукашов, 1976; Милановский, 1983; Светов, Свириденко, 1995). На-
чало становления Ладожской горсто-грабеновой системы (ЛГГС) принято относить к среднему-поздне-
му рифею, т. е. к дальсландским или байкальским тектоническим движениям. Однако нельзя исключать
возможного наследования ЛГГС разломно-деструкционных структур более раннего готского и халланд-
ского времени проявления, поскольку эпоха вепсийского осадконакопления и эпоха гранитов рапакиви
отличались активными палеогеографическими и палеотектоническими перестройками в ходе колеба-
тельных глыбово-волновых движений. Более того, котловина Ладожского озера занимает угловое рас-
положение в зоне сочленения Карельского и Свекофеннского геоблоков и осью краевой радиальной
флексуры (Светов, Свириденко, 1991). Котловина Ладожского озера является узловой высокоэнергоем-
кой точкой пересечений разных волновых полей напряжений, и, следовательно, она должна обладать
резонансными явлениями вплоть до современности. Нашими исследованиями истории геологического
развития свекокарелид Юго-Западной Карелии установлено, что современная морфоструктура котло-
вины Ладожского озера и прилегающего побережья соответствует активно формирующейся Ладожской
неотектонической радиально-кольцевой структуре (ЛНРКС) в связи со стремительно возрождающимся
локальным аномальным поднятием Северного Приладожья со средней скоростью ~4,0 мм/год (Kakkuri,
1997). Таким образом, акватория Ладожского озера и прилегающее побережье сохраняют высокую тек-
тоническую активность с глубокого докембрия и до сих пор, а главной причиной, вероятно, служит тен-
денция ФСЩ к мегасводовому воздыманию в режиме сводовых глыбово-волновых знакопеременных
движений.
       Тектоническое строение котловины Ладожского озера обнаруживает северо-западную продоль-
ную, северо-восточную поперечную и радиально-концентрически-зональную симметрию в границах
современной ЛНРКС. Котловина Ладожского озера и ее морфоструктура вписываются в систему струк-
тур, сопряженных с краевой геофлексурой Полканова. Только на ее отрезке от Балтийского до Баренце-
ва морей с востока на запад размещаются: разломно-блоковая структура Горла и Воронки Белого моря,
Онежско-Кулойская горсто-грабеновая система, бифуркация Кандалакшского грабена, Сумозерская
ундуляция оси кряжа Ветреный Пояс, система Великих озер Европы – Онежского и Ладожского, Онеж-
ская асимметричная кольцевая вулкано-тектоническая депрессия, глубоко врезанная палеодолина
р. Свирь, Ладожская НРКС, сложно построенная система береговых и акватории Финского залива раз-
ноамплитудных блоковых горсто-грабеновых структур.
       Западное продолжение краевой геофлексуры включает: пояс анортозит-рапакивигранитных мас-
сивов от Салминско-Улялегского, Выборгского, Лайтила, Охвенмаа до Аландского, сводовое поднятие
Бергслаген Ю. Швеции, бифуркации Протоджин зоны, грабен Осло и соосный Норвежский краевой
глубоководный желоб, а также системы грабенов Датско-Польского авлакогена и Северного моря (гра-
бены Викинг, Хорн, Центральный). Сейсмичность зоны краевой геофлексуры остается малоизученной.
Ее центральная и западная часть обладает в целом слабой сейсмичностью (М=2–4), реже отмечается


82                                                                                           ГЛАВА 5

более сильная (М=6–8), по палеосейсмодислокациям предполагаются здесь и землетрясения до 10 бал-
лов (Юдахин, 2002). Распределение плотности теплового потока вдоль краевой геофлексуры и в грани-
цах ее морфоструктур остается не выясненным, хотя аномальные тепловые поля (64,0–97,0 мВт/м2)
известны в Бергслагене, Южном побережье Финляндии, Ладожском озере. Очевидно, котловина
Ладожского озера имеет особый геотектонический статус. Время ее активного развития относится к
позднебайкальским движениям. Однако современная морфоструктура, без сомнения, была сформиро-
вана в позднеплейстоценовое или голоценовое время.
       По своему географическому расположению о. Валаам Ладожского озера является наиболее благо-
приятным объектом для организации предполагаемого геодинамического многофункционального по-
лигона с целью изучения современного состояния физических полей и прогнозирования их вариаций.
Остров Валаам обладает целым рядом феноменальных особенностей, которые характеризуют его как
объект «живой» тектоники.
       Валаам, как и все остальные 86 мелких островов Валаамско-Салминской островной гряды, сло-
жен габбро-долеритами пластового силла мощностью 220 м, залегающего в красноцветных терригенных
породах салминской свиты. Время его внедрения по геологическим данным мы относим к интервалу
1459 млн лет. Периодизация тектонической деструкции осадочно-вулканогенного среднерифейского
чехла воссоздается с большими трудностями. Среднерифейские йотнийские (1400–1050 млн л.) и венд-
ские (1050–570 млн л.) осадочно-вулканогенные чехлы участвуют в заполнении Ладожского грабена.
       Поздневендские и раннепалеозойские кембро-силурийские породы перекрывают с корой вывет-
ривания и угловыми несогласиями как протерозойский кристаллический фундамент, так и образования
ЛНРКС, включающие осадочно-вулканогенные породы салминской свиты среднего рифея и лапланд-
ского (древляндского) горизонта раннего венда. Следовательно, ранняя стадия «обрушения» в виде по-
логой грабен-синклинали в котловине Ладожского озера произошла после дегляциации Лапландского
покровного ледника в ходе обширного гляциоизостатического воздымания Балтийской возвышенности
пра-Фенноскандии около 630–620 млн лет. Верхневендский осадочный чехол с признаками удаленного
вулканизма, с размывом в ходе палеогеографических и палеотектонических перестроек, перекрыл кот-
ловину Ладожского озера. Сформированная грабен-синклиналь в последующих каледонско-герцинских
и киммерийско-альпийских движениях практически не сохранила никаких следов, хотя их присутствие
не исключается.
       Далее тектоническая эволюция котловины Ладожского озера может быть восстановлена с плей-
стоценовых событий, когда грабен-синклиналь трансформировалась в асимметричную горсто-грабено-
вую систему. Позднеплейстоценовое покровное оледенение и гляциоизостатические прогибания и воз-
дымания охватили всю Фенноскандию и прилегающие части Русской плиты. В эпохи максимумов ок-
ского, днепровского, московского и валдайского оледенений Фенноскандия прогибалась с амплитудой
до 1,0–1,5 км, а в межледниковья лихвинское, одинцовское, микулинское и современное (?) воздыма-
лась. Динамика тектонических движений области континентального оледенения в значительной степе-
ни «расшатала» не только кристаллический фундамент, но и его морфоструктуры. Однако глубоковод-
ная северная часть котловины до поздневалдайского времени еще не существовала. Здесь отсутствуют
ледниковые флювиогляциальные и конечно-моренные отложения, столь широко развитые на плечах
восточного и западного бортов котловины.
       Таким образом, современный облик котловина Ладожского озера приобрела уже после дегляциа-
ции ледника, т. е. в интервале времени 10–8 тыс. л.н., сохранив свои тектонические формы едва ли не в
первозданном облике. Остров Валаам и прилегающее северное побережье Ладожского озера с их разно-
порядковой и разноранговой системой тектонических движений, несомненно, содержат чрезвычайно
важную информацию об этих катастрофических событиях. Обильные протяженные зияющие трещины,
многочисленные сдвиговые деформации, смещения палеической поверхности на относительные ам-
плитуды до 40–50 см – свидетельства молодости глубоководной части ложа котловины.
       Предложенная интерпретация тектонической истории ЛНРКС дает основания к далеко идущим
построениям. В голоценовую эпоху и в историческое время Южная Фенноскандия испытала катастро-
фическое природное явление, вызвавшее частичное обрушение ложи котловины в Северном Приладо-
жье с амплитудой до 300 м и общим охватом территории площадью 75х15 км. Возможно, это событие
было неодноактным, растянутым на первые тысячи лет. Свидетельствами подобных явлений могут
стать следы палеодислокаций, оцениваемые землетрясениями 10 баллов и выше, которые нередки в
Фенноскандии и в Карелии, в том числе и в Приладожье. В центре Сортавальского контура изобазы
4 мм/год известны аномальные участки со скоростью поднятия 6,4 мм/год (Kakkuri, 1997, ссылка на
А. И. Рехова, 1990). Это чрезвычайно высокие скорости воздымания северного берега Ладожского озера.
Только за голоценовое время центральная часть формирующего Фенноскандинавского свода испытала
поднятие не менее чем на 250 м.


ЭТАПЫ ТЕКТОНИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ КОТЛОВИНЫ ЛАДОЖСКОГО ОЗЕРА                                        83

      Очевидная высокая тектоническая активность Юго-Западной Карелии и котловины Ладожского
озера в недалеком историческом прошлом может проявиться и в современную эпоху, что и вызывает не-
обходимость организации специальных геологических, геолого-геофизических и геофизических иссле-
дований на системе геодинамических полигонов. Северо-Западный экономический регион с крупными
городами, высокой численностью населения, развитой промышленностью, транспортными системами
требует обеспечения его геоэкологической безопасности и долгосрочного прогноза возможных нежела-
тельных природных событий. В связи с выходом воздымания ФСЩ на его предельный уровень возмож-
но ожидать усиления в современную эпоху прежде всего вертикальных нисходящих движений типа раз-
номасштабных провальных обрушений в системах существующих горсто-грабеновых систем, а также
усиление сейсмической активности. Уже фиксируется нарастание уровня местных сейсмических собы-
тий на Кольском полуострове, Финском заливе и Финляндии. Высокая и, вероятно, нарастающая глу-
бинная тектоническая активность проявляется не только в «живой» тектонике о. Валаам, но и в разви-
тии в современную эпоху систем глубоких, протяженных и зияющих трещин растяжения северного
берега Ладожского озера.
      Создание геодинамического полигона на о. Валаам позволит развернуть комплексные геологиче-
ские, геолого-геофизические и геофизические исследования по напряженно-деформированному со-
стоянию земной коры на значительной территории Северо-Запада России. Важнейшую задачу должно
составить изучение геоблоковой, блоковой и межгеоблоковой делимости кристаллического фундамента
и тектонической активности их шовных разломных зон, как главного признака их геоизостатической
неустойчивости. Все разломные зоны полигона должны пройти геофизическое тестирование, особенно
в части их глубинности и формы залегания, поскольку «скрытая» часть разломов в значительной мере
отличается от поверхностной.
      Программа геодинамических исследований должна в первую очередь основываться на методах
GSP космической геодезии, позволяющих фиксировать амплитуды и векторы блоковых и, особенно,
сдвиговых движений. Современное геодинамическое состояние систем разломов с успехом решается
сейсмическими (сейсмоакустическими) методами фиксаций макро-микроколебаний, свидетельствую-
щих о форме состояния современных полей напряжений, а также методом электромагнитного зондиро-
вания.
      Проведение опытно-методических гелиометрических и гидрохимических исследований также по-
зволит оценить по дополнительным критериям активность и глубинность заложения разноранговых
разломов и разломных систем. В арсенале комплексных геофизических исследований имеются доста-
точно эффективные методы тектонофизики, включая термометрические, радиометрические, гравимет-
рические и др., которые в целом способны оценить современное геодинамическое состояние земной
коры. Организация предлагаемого Валаамского геодинамического полигона будет способствовать ре-
шению самого широкого круга проблем региональной геотектоники, геодинамики, геокинематики, а
также геоэкологии.


                                                ГЛАВА 6
               ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ ОЧЕРК ИЗВЕРЖЕННЫХ ПОРОД
                          ВАЛААМСКОГО СИЛЛА



6.1. ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРОСТРАНЕНИЕ ГЛАВНЫХ ТИПОВ ГАББРО-ДОЛЕРИТОВ СИЛЛА
И ИХ СОСТАВ

       Ярко выраженной специфической особенностью габбро-долеритов является постоянное, незави-
симое от химического состава, присутствие межгранулярного кварца и кварц-калишпатового гранофи-
ра. Небольшая мощность силла (около 200 м) и перемещение его блоков по разломам Валаамско-Сал-
минской островной гряды, а также изучение керна скважины (Светов, Свириденко, 1995) позволили
прийти к заключению об отсутствии значимой магматической дифференциации или расслоенности при
кристаллизации силла. Вместе с тем на площади развития силла макроскопически выделяются следую-
щие структурные разновидности: феррогаббро, офитовые габбро-долериты, трахитоидные габбро-доле-
риты и лейстовые габбро-долериты. Выявление их соотношения между собой и распределение по пло-
щади в пределах о. Валаам (рис. 15) облегчает его значительная площадь.
       Ф е р р о г а б б р о, слагающие нижнюю часть разреза Валаамского силла, широко развиты в
северной и северо-западной частях о. Валаам на архипелаге Хейнясенмаа (рис. 13), о. Мюккериккю.
Известны они также в восточной части островной гряды (о. Вильямой). Это порода темно-серого
цвета среднезернистой, местами крупнозернистой структуры, с повышенным содержанием магне-
тита, местами достигающим 10%. Главными породообразующими минералами здесь являются пла-
гиоклаз и клинопироксен, присутствующие примерно в равных количествах. Изредка, и только в
феррогаббро, встречается оливин. Структура преимущественно габбровая (1497-II и 1499-4, рис.
42). Характерен и селадонит в виде двух разновидностей – бурой и светло-зеленой. Бурый селадо-
нит образует псевдоморфозы по пироксену, светло-зеленый заполняет микротрещины и вместе с
кварцем слагает миароловые пустоты. В ассоциации с селадонитом встречается карбонат, замещаю-
щий пироксен и образующий вместе с селадонитом и кварцем микропрожилки. Присутствуют так-
же единичные зерна амфибола и биотита. Главный акцессорный минерал – апатит. Менее распро-
странены пирит и сфен.
       Моноклинный пироксен представлен авгитом и имеет весьма устойчивый состав (табл. 7). Плаги-
оклаз, как правило, зональный. Его состав в целом более основной (табл. 7) в сравнении с другими по-
родами Валаамского силла, но соответствует андезину. В краевой части наблюдается селадонизация
плагиоклаза (рис. 42, 1487-1). Магнетит прослеживается в виде двух генераций. Ранняя образует вклю-
чения в пироксене, более поздняя, преобладающая – срастания с селадонитом.
       О ф и т о в ы е, т р а х и т о и д н ы е, так же как и л е й с т о в ы е габбро-долериты различаются
лишь макроскопически. В отличие от феррогаббро, они не имеют четкого положения в разрезе силла.
Площадное соотношение их удалось выявить лишь на о. Валаам (рис. 15), где в синклинальной структу-
ре силла они наблюдаются в виде отдельных слоев, не имеющих резких контактов. Их соотношение по-
зволяет считать, что вверх по разрезу феррогаббро переходит в офитовое габбро, сменяясь далее трахи-
тоидными и лейстовыми габбро-долеритами. Структура их преимущественно габброофитовая и офито-
вая (1499-2, 1551-6, рис. 42).


         7.        к                              у                           к г
                  SiO2    TiO2    Al2O3   Fe2O3   FeO     MnO     MgO     CaO      Na2O     K2O      H2O     . . .    Li2O     Rb2O     Cs2O     CuO     ZnO      V2O5     CoO       NiO
        2315-1    73,92    0,06   13,22    0,58   0,57    0,020    0,10    0,57    3,64      6,61    0,16    0,16    0,0009   0,0141   0,004    0,001    0,004             0,003    0,0016
         2333-2   70,64    0,02   15,04    0,86   0,14    0,018    0,16    0,57    4,35      7,68    0,28    0,20    0,0008   0,0145   0,0003   0,001    0,002             0,002    0,001
         2320-1   63,54    0,02   17,59    1,45   0,43    0,034    0,08    0,35    1,95     13,06    0,17    0,88    0,0007   0,0260   0,0004   0,001    0,003             0,001     0,001
         2320-4   62,20    0,10   17,20    1,73    1,3    0,016    0,50    0,70    1,55     12,55            2,14    0,0023   0,0208            0,0018   0,028             0,001     0,006
         2333-2   70,80    0,05   15,46    0,57   0,22    0,038    0,03    1,21    4,72      5,38    0,16    0,92    0,0017   0,0106   0,0002
         2292-1   59,06    0,11   23,03    1,75           0,013    0,10    7,58    5,46      0,80    0,40     1,5
         2293-1   62,98    0,06   21,70    0,34    0,36   0,005    0,10    4,99    5,62       2,8    0,14    0,58
         2294-1   70,46    0,05   17,52    0,28    0,36   0,008    0,08    4,41     4,7      1,13    0,20    0,54




к
        2295-1    62,26    0,06   22,75    0,34    0,29   0,005    0,05    6,22    5,49      1,57    0,10    0,43




    г

г
        1551-3    63,50    0,10   20,60    0,37    1,21    0,02    0,72    6,39    5,54      1,34    0,16    0,11
        1488-21   53,90    2,22   13,72    3,63    7,54    0,24    3,79    4,43    3,36      2,48    0,06    3,29    0,0041   0,0052




    .
        2315-1    64,00    0,04   19,86    0,99    0,57   0,013   0,10    2,57     7,86     2,53     0,24    0,80    0,0026   0,0043
        1488-20   55,54    1,87   13,99    3,42    7,84    0,21    3,08    4,12    3,97      2,61            2,08    0,0049   0,0048
         1626-7   49,82    0,84    2,09    0,54   13,94   0,343   12,16   16,53    0,58     0,34     0,20    2,55
         2292-1   50,80    0,74    1,57    2,47   12,07   0,331   12,56   17,73    0,37     0,06     0,20    0,70                               0,004    0,023    0,029    0,005    0,002
         2293-1   50,70    0,68    1,87    1,65   11,71   0,308   12,78   18,30    0,35     0,05     0,20    0,70                               0,001    0,016    0,029    0,006    0,003




    г

к
         2294-1   50,88    0,84    2,01    1,96   11,49   0,306   12,98   17,73    0,35     0,06     0,08    0,88                               0,001    0,014    0,027    0,005    0,002
        1551-3    48,86    0,86    1,40    1,46   14,01   0,230   12,34   17,04    2,54      0,19    0,26    0,89




    .
         2320-1   50,12    0,70    1,34    2,94   14,94   0,420    9,22   18,30    0,35      0,08    0,16    0,99                                0,001    0,024   0,011     0,004    0,002
         2333-2   50,00    0,80    1,99    0,92   15,66   0,424   10,25   18,59    0,32      0,04    0,20    0,94                                0,001    0,025             0,006    0,003
        2315-1    49,84    0,59     1,2    0,62   17,12   0,476    8,82   18,03    0,33     0,04     0,08     2,8                                0,002    0,027             0,004    0,002
         2066-1     3,8   14,67    0,48   43,33   32,69   1,114    1,56    1,21    0,02      0,03    0,20                                        0,016    0,156     0,58    0,022    0,008
         2082-2    0,43   16,08    0,86   41,91   35,20   1,484    1,56    0,96    0,02     0,03     0,45                                        0,012    0,166     0,49    0,012    0,008
         2082-3    0,43   12,08    1,46   47,68   33,41   0,854    1,56    0,96    0,02      0,02    0,35                                        0,027    0,165     0,47    0,018    0,011
         2292-1    2,64    12,7    1,34    43,3   35,78    1,21    0,35    1,29    0,02     0,02     0,26                                        0,094    0,197    0,538    0,018    0,028
         2293-1    2,92   13,40    1,52   41,28   36,14    1,36    0,56    1,28    0,03     0,03     0,24                                        0,152    0,254    0,544    0,018    0,017
         2294-1    2,08    12,7    1,59   44,94   35,78   0,877    0,43    1,01    0,03      0,03    0,06                                        0,035    0,172    0,346    0,017    0,016




    г

г
         2101-1   2,59    17,98   2,19    58,99   14,36   1,15    0,43     1,17   0,0100   0,0200   0,1400                                      0,0180   0,1940   0,3040   0,0040   0,0050
        2051-2     2,50   12,40    2,04   59,40   20,83    0,64    0,05    1,50   0,0200   0,0300                                               0,0510   0,1300   0,3000   0,0080   0,0070
        1551-3     4,49   14,48   2,01    42,34   30,36    0,83    1,47   2,51    0,2900   0,0700   0,6200                                      0,1040   0,2000   0,3840   0,0210   0,0160
         2186-2    1,58   13,90   1,67    44,38   35,20    0,39    1,09    0,28   0,0300   0,0400   0,0700                                      0,1320   0,2220   0,5120   0,0180   0,0140
        2295-1     2,68   13,60   1,52    43,68   34,34    1,15    0,58    1,29    0,02      0,03    0,14                                        0,089    0,208    0,486    0,017    0,013




    .
        2315-1      2,2    12,2   1,91    47,34   33,62   0,754   0,19    0,86     0,04     0,03     0,20                                        0,004    0,347    0,058   0,005     0,018
         2320-1      4     11,2    3,05   45,47   30,53   0,937     0,5    3,93     0,1      0,09     0,3                                        0,299    0,327     0,04    0,005    0,035
         2333-1    4,12    11,8   1,65    49,65   28,23   0,584    0,29    3,03    0,04      0,03    0,10                                        0,083    0,172    0,058    0,005    0,018


86                                                                                          ГЛАВА 6




                                                Рис. 42. Структуры габбро-долеритов

      Главными породообразующими минералами являются клинопироксен и плагиоклаз в перемен-
ных количествах, что и определяет характер структуры. Кроме того, на структуру влияют условия (преж-
де всего скорость) кристаллизации. Акцессорные минералы – апатит, пирит.


ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ ОЧЕРК ИЗВЕРЖЕННЫХ ПОРОД ВАЛААМСКОГО СИЛЛА                                                   87

       Во всех разновидностях габбро-долеритов наблюдается межгранулярный кварц-калишпатовый
микропегматит. Кварц в небольшом количестве присутствует повсеместно. Клинопироксен интен-
сивно замещается бурым селадонитом. Сохранившиеся зерна клинопироксена в краевой части места-
ми замещаются амфиболом. Селадонит также развивается по плагиоклазу. Зеленая разновидность се-
ладонита более поздняя. Вместе с кварцем зеленый селадонит выполняет миароловые пустоты
(рис. 42, 1487-1), либо образует микропрожилки. Трахитоидные габбро-долериты в отличие от офито-
вых содержат пластовые тела монцонитов и кварцевых монцонитов. В них наблюдается трахитоид-
ность по плагиоклазу.
       Химический состав охарактеризованных разновидностей габбро-долеритов вполне сопоставим
(табл. 8), все они высокотитанистые. Содержание TiO2 в феррогаббро колеблется в интервале 3,28–
2,37%, в офитовом габбро – 3,42–2,61%, трахитоидном габбро – 3,37–2,27% и в лейстовом – 3,80–
2,90%. Им также свойственно высокое содержание Р2О5, обусловленное постоянным присутствием
акцессорного апатита. Повышенное и непостоянное содержание Fe2O3, видимо, связано с неравно-
мерным проявлением селадонитизации. Неравномерное распределение К2О и его повышенная кон-
центрация вызваны межгранулярным развитием кварц-калишпатового гранофира.
       На о. Вильямой среди в той или иной степени монцонитизированного феррогаббро-долерита
встречены ксенолиты афировых базальтов, содержащих в свою очередь ксенолиты кварцито-песчани-
ков, оказывающих гибридизирующее воздействие на базальты (Светов, Свириденко, 1995). Состав ба-
зальта аналогичен составу габбро-долеритов, а его контаминация приводит к увеличению содержания
SiO2 и К2О, что сопоставимо с монцонитизацией габбро-долеритов (табл. 8). Нами приводился факти-
ческий материал в пользу метасоматического происхождения монцонитов и кварцевых сиенитов
(Светов, Свириденко, 1995), но этот вывод не получил поддержки и не обсуждался (Франк-Каменец-
кий, 1998; Носова, 2007). Приходится вернуться к данной проблеме еще раз на новом уровне исследо-
ваний.
       Кварцито-песчаники ксенолитов испытывают анатексис под воздействием базитовой магмы
(рис. 43, 1555-10). Наиболее четко это прослеживается на контакте ксенолита и базальта. В песчанике
зерна кварца укрупняются и приобретают округлую форму. Вокруг них нарастает кварц-калишпато-
вая гранофировая кайма. В цементе песчаника появляются пятна гранофира. В базальте, в приконтак-
товой зоне с крупными ксенолитами кварцито-песчаника, структура основной массы становится
мелкозернистой, и на ее фоне наблюдаются длиннопризматические вкрапленники плагиоклаза. В ос-
новной массе – кварц, плагиоклаз, селадонит. Кварца много, иногда встречаются мелкие обломочки
песчаника, иногда скопление плагиоклаза дает лучистые агрегаты, как в пустотах. Присутствуют еди-
ничные зерна биотита. Местами можно видеть «пятна гранофира». Темноцветный минерал вкраплен-
ников замещен селадонитом. Много игольчатого апатита, рудного минерала. Очень выразительны
микропрожилки калишпата и крупные округлые зерна кварца (1555-26, рис. 43), сопоставимые с оп-
лавленными зернами кварца в песчанике (1555-10). В ксенолитах базальта встречаются также микро-
прожилки карбонатсодержащего пегматоидного гранита.
       Изменение химического состава базальта при контаминации выражается в значительном увели-
чении содержания SiO2 и К2О (табл. 9). Уменьшается содержание титана, железа, магния и кальция.
В целом такие изменения сопоставимы с изменением химического состава вмещающего феррогаббро-
долерита о. Вильямой при его монцонитизации (табл. 9). Монцонит, метасоматически развивающийся
по феррогаббро-долериту о. Вильямой (1555-25, рис. 43), также характеризуется более высоким содер-
жанием SiO2 и К2О по сравнению с габбро. О его минеральном составе позволяют судить результаты
микрозондового анализа1 (табл. 10, 11, 12).

6.2. ГЛАВНЫЕ ТИПЫ МОНЦОНИТОВ – КВАРЦЕВЫХ СИЕНИТОВ И ИХ СОСТАВ

      Субщелочные породы промежуточного состава, от монцонитов до кварцевых сиенитов, в работах,
посвященных Валаамскому силлу, охарактеризованы недостаточно, но все исследователи единодушны
во мнении о комагматичности их с габбро-долеритами и о формировании в результате магматической
дифференциации единой магмы. Видимо, сказалась слабая геологическая изученность Валаамского
силла в целом и структурных форм монцонитов – кварцевых сиенитов, в частности. Нам удалось уста-
новить купольные структуры, связанные с формированием монцонитов – кварцевых сиенитов и
выявить два типа этих пород: пятнистые и метельчатые.


       1
         Микрозондовые исследования проведены на сканирующем электронном микроскопе Vega Tescan с приставкой для
микрозонда Sigma Oxford Instruments INCA (табл. 10, 11, 12, 15, 16, 17).


                    8.               к                                             г              г          -                  ( к          ,    .%,                      г/ )
                                                 г                                                            г                                                                         г                                                                               г
         2280-1   2294-1 2186-1 1636-1 2293-1 1639-1     1639-5   2292-1
                                                                       1639-6   2292-2 1639-7   2066-1   2067-1   2295-1
                                                                                                                       2082-2   2482-1   2083-1
                                                                                                                                              1631-2   2440-2   1632-1   2313-2
                                                                                                                                                                              1476-2 2439-1 2335-1 2440-1 2336-1 2316-1 2332-1        2433-1   1477-3   2326-4 2329-1 2330-1    2288-1
SiO2     47,00    47,86 47,94 48,50 48,57 49,37          50,15    49,9850,10    50,65 51,80     48,02    48,87    51,4946,60    48,06    48,1448,46    48,89    49,06    49,5949,81 50,07 50,40 50,88 51,52 51,98 52,20               52,41    52,69    46,40 46,24 50,04       51,05
TiO2      3,28     2,82 2,74 2,94 2,83 2,75               2,61     2,81 2,70     2,77 2,37       3,42     3,18     2,61 3,03     3,37     3,03 3,04     3,18     2,87     2,94 2,91 3,07 2,96 2,52 2,56 2,53 1,27                      2,55     2,27     3,62 3,80 3,10          2,90
Al2O3    13,33    12,08 13,21 13,48 12,49 13,07          13,18    12,7714,02    12,25 13,97     12,39    13,07    12,7613,24    13,16     9,7513,00    12,56    13,26    13,2613,22 13,04 14,12 14,63 13,60 13,77 14,94               13,74    12,79    12,17 12,97 13,42       13,54
Fe2O3     3,77     6,97 7,23 5,61 5,72 5,10               5,12     5,15 4,85     5,41 4,57       5,51     6,91     5,25 6,45     6,17     7,32 5,25     6,05     5,77     6,03 6,37 6,10 5,69 4,67 4,42 6,41 5,32                      5,34     5,84     5,53 7,30 5,25          6,28
FeO       9,32     9,48 8,62 7,97 9,69 8,98               8,30     9,44 7,75     9,19 7,83      10,05     8,30     8,36 9,34     9,05     9,08 8,30     8,87     7,83     7,86 7,92 8,42 6,61 7,32 7,54 6,10 6,75                      7,99     7,24    10,78 7,90 7,18          7,52
MnO      0,230    0,020 0,163 0,210 0,192 0,197          0,175    0,1980,191    0,193 0,192     0,253    0,200    0,0190,252    0,221    0,1740,196    0,202    0,195    0,1960,158 0,197 0,132 0,200 0,153 0,187 0,164               0,204    0,150    0,182 0,165 0,174       0,179
MgO       4,47     4,52 3,93 3,83 4,67 4,10               4,08     3,95 3,74     3,95 2,84       4,31     3,89     4,19 4,87     4,30     4,91 4,15     4,22     3,75     3,86 3,58 3,69 3,29 3,34 3,23 3,48 3,08                      3,16     3,50     4,83 3,91 3,19          3,53
CaO       7,57     6,57 7,05 7,48 5,89 6,85               7,14     6,36 6,77     6,21 6,77       7,61     7,45     5,98 7,05     7,45     6,83 7,90     7,49     7,48     7,25 7,26 7,04 6,87 6,82 6,73 6,30                           6,02     6,05     6,73 7,01 6,73          6,95
Na2O      3,10     3,02 3,12 3,13 3,06 3,32               3,52     3,17 3,43     3,21 3,51       2,83     3,31     2,95 2,86     3,11     3,13 3,15     3,05     3,21     3,32 3,32 3,20 3,42 3,65 3,45 3,56 3,53                      3,54     3,50     3,05 2,95 3,26          3,29
K2O       1,78     1,98 1,82 1,92 2,12 2,11               2,28     2,16 2,08     2,38 2,20       1,80     1,83     2,46 1,69     1,78     1,89 1,90     1,83     2,01     1,87 1,88 1,98 1,90 2,08 2,02 2,19 2,15                      2,26     2,23     1,71 1,70 2,01          2,09
P2O5      2,12     1,92 0,63 1,80 1,88 1,65               1,60     1,86 1,54     1,74 1,25       1,82     1,80     1,71 2,03     1,79     2,14 1,77     1,66     1,67     1,66 1,71 1,54 0,72 1,08 1,20 1,19 0,50                      1,09     1,10     1,46 1,28 0,74          1,36
H2O       1,28     0,13 1,30 1,30              0,92       1,33          1,01            0,85     1,21     1,34          1,70                   1,12     1,35     1,16          1,12 1,15 0,09 0,24 0,05                  0,07          1,20     0,84     0,10 0,10 0,11
 . . .    3,58     1,96 1,80 1,66 2,45 1,44               1,95    1,77 1,57      1,62 1,46       1,75     1,88    1,56 2,54     1,63     3,27 1,52      1,82     1,51    1,77 1,83 1,63 3,32 2,49 3,19 1,80 3,16                       1,49     2,57     3,00 4,12 4,10         1,65
  у -
         100,83 99,33 99,55 99,90 99,56 99,86 101,44 99,62 99,75 99,57 99,61 100,97 102,03 99,34 101,65 100,09 99,66 99,76 101,17 99,78 99,61 101,09 101,13 99,52 99,92 99,66 99,50 93,13 100,99 100,77 99,56 99,45 99,30 100,34
 Ba 1600 2000            1300    1200    1800       *    1200     1900 1300     1900      *     1600 1500 1700 1500 1800                 1800 1700     1800 1800 1700 1326            1750    1900    1550    1900    2300    2000    1800     1396     1800    1900    1800    2000
 Rb  36    35              35      33     37       44      37       41    37     46      39       33   32    48     31   29               37    32        *  37    29     35            33     37      32      38      37      41      38        37       32      33      38     37
 Sr  400                  340     340             320     320            290                     500               510 520                      500     500 500          455           520     380     590     390     430     440     500      451      390     380     400
 Cs  5,3 7,42            7,42    7,42    7,42    3,18    8,48      4,24 6,36    6,36     7,42    6,36 9,54 6,36 7,42 4,24                14,84 9,54       * 8,48 5,3 3,18             7,42       *    6,36       *     5,3       *    6,36     6,36        *       *       *     5,3
 Li 12,08 12,54          13,47   12,08   13,01   13,94   13,01    12,54 13,01   13,01   12,54   11,61 10,22 13,47 12,08 13,47            17,19 13,01      * 12,54 12,54 10,68         15,33   13,47   13,47   12,54   12,08   13,01   13,94    13,47    13,01   13,01   11,61   12,08
 Cr  55    27              23      14      41      14      16       21    12       7      68     130   14    151 62       *               14    103     14   15    27     43            14       7      21      27      48      21      14       26       96      14      21      14
 Ni  16    24              31      55      24      24      55       39    47      39      55      47   24    24     39   24               31     55      24  86    24      *            24      31      24      16      16      24     16         *      236      24      24      24
 Co  55    47              39      39      39      47      39       39   47       31      39      36   39    39    39    31               39    39      47   47    39     34           31      31      31      31      31      24      31       25       472      39      31      39
 V   185 190              179     168     168     134     140      174 129       162     101     258 202 162 246          *               54    168     185 140 129 168                196     112     140     118      78      78     101      101      190     196     146     106
 Cu   24   16              24       8      16      24       8       16     8      16       8      24   24     16    24   24                16     8      24   8    16     16            16      16      24      16      16     16      16       16       240     24       16     16
 Zn 185 193               177     161     249     161     169      169 153       185     161     177 169 169 193 177                      177 386       169 265 161 161                161     185     129     185     177     209     161      153      185     169     145     161
 Nb                                                                                                                                                                       17                                                                    14
 Zr                                                                                                                                                                      185                                                                    199
 Y                                                                                                                                                                        47                                                                     46
 Th                                                                                                                                                                        6                                                                      7
 Pb                                                                                                                                                                       11                                                                    15



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика