CC BY
61
УДК 551.248:550.34.09:550.343.4
О ПРИЗНАКАХ НОВЕЙШЕЙ АКТИВИЗАЦИИ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ОКРАИНЫ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
А.В. Полещук, Д.С. Зыков, С.Ю. Колодяжный
Геологический институт Российской академии наук, Пыжевский пер. 7, Москва, 119017, Россия
Поступила в редакцию 03.02.19
История активизации одной из наиболее протяженных окраинно-щитовых областей, расположенных на юго-восточной окраине Балтийского щита Восточно-Европейской платформы (ВЕП), связана с длительной тектонической эволюцией, охватившей несколько этапов. В палеопротерозое эта зона являлась областью контрастных по знаку движений, локализации зон повышенной проницаемости, использовавшихся магматическими расплавами при движении к земной поверхности. На фанерозойском, плитном этапе эволюции ВЕП в этой области реконструируются северные ограничения палеозой-ско-кайнозойских морских бассейнов. Индикаторами активности на новейшем этапе являются сейсмичность, палеосейсмодислокации и структурно-морфологические пара-генезы, а также геоморфологические аномалии и крупные морфоструктурные элементы (депрессии с современными водными бассейнами и разделяющие их возвышенности). Это свидетельствует о большой длительности (с признаками структурной унаследован-ности) проявляющихся здесь тектонических процессов.
Ключевые слова: Восточно-Европейская платформа, Балтийский щит, Фенноскандия, геодинамика, горизонтальные движения, неотектоника, внутриплитная тектоника, активизация, сейсмодислокации.
В свете накопленных данных о внутренней подвижности литосферных плит, в том числе с древней консолидированной корой, Восточно-Европейская платформа является одним из важнейших объектов для исследования процессов внутриплитной тектоники. При этом зоны обрамления крупных выступов фундамента ВЕП (такие, как Балтийский щит) представляются наиболее перспективными для изучения тектонических процессов, затрагивающих как комплексы кристаллического фундамента, так и перекрывающего его осадочного чехла. Эти задачи также представляются актуальными в связи с возрастающим интересом к долгоживущим зонам тектонических дислокаций и структурно-морфологическим ансамблям платформ (Леонов, 2008; Колодяжный, 2018). Авторами статьи на основе анализа существующих представлений, дополненных собственными наблюдениями (полученными с использованием современных методик с элементами историко-ге-ологического и структурно-геоморфологического анализов), предпринята попытка обобщения фактов, свидетельствующих о тектонической активизации одной из крупнейших окраинно-щитовых зон, расположенных в области сочленения Балтийского щита и Русской плиты ВЕП (рис. 1, А) с целью подчеркнуть ее тектоническую значимость.
История изучения района исследований
Область перехода от юго-восточной окраины Балтийского щита (БЩ) к Русской плите являлась объектом внимания исследователей в связи с развитием здесь крупнейших озер Европы — Ладожского и Онежского, соединяющихся судоходной рекой Свирь, которые входят в состав крупного транспортного водного пути, соединяющего Балтийское, Каспийское и Белое моря. В разные периоды эта территория (рис. 1, Б) рассматривалась в качестве: а) области сбросовых дислокаций, ограничивающих горст БЩ (Карпинский, 1894; Арган, 1935); б) флексурообразного изгиба фундамента (Полканов, 1956 и др.); в) уступообразного ограничения БЩ (Шатский, 1955); г) склона фундамента БЩ (Карта рельефа..., 1986 и др.); д) зоны новейших погружений, местами ограниченной сбросами (Юдахин и др., 2003 и др.); е) ступенчатого погружения фундамента, осложненного системой складчатых и разрывных нарушений (Колодяжный и др., 2016); Балтийско-Ладожско-Онежско-Колгуевской линеаментной зоны (Полетаев и др., 2016) и др.
Балтийско-Мезенская зона (БМЗ) дислокаций также расположена (рис. 1, А) в области, опоясы-
вающей БЩ, выделяемой как Циркумбалтийская (Юдахин и др., 2003). БМЗ представлена системой структурно-морфологических ансамблей, включающих проявления геоморфологических аномалий и складчато-разрывных нарушений пород фундамента и чехла. Среди них наиболее известны дислокации осадков платформенного чехла (рис. 1, Б) в районах горы Андома и Ветреного Пояса, р. Свирь, Дудергофских высот (Гарбар, 1967; Колодяжный, 2016; Колодяжный и др., 2016; Багдасарян, Шитов, 2018 и др.). Разрывные дислокации прослеживаются также на дне Финского залива (Информационный..., 2009; Жамойда и др., 2013 и др.). Общая протяженность этой зоны с юго-запада на северо-северо-восток от Финского залива до горловины Белого моря превышает 1000 км.
Описания дислокаций разновозрастных комплексов фундамента и чехла юго-восточной окраины БЩ отражают более чем полуторавеко-вую историю проводившихся здесь работ и связаны с именами А. А. Иностранцева, Г. С. Бискэ, Д.И. Гарбара, Н.Н. Горюновой, А.П. Журавлева, В.А. Ильина, А.А. Иностранцева, С.Н. Кондакова, В.С. Кофмана, Г.Ц. Лак, А.Д. Лукашева, В.М. Тимофеева, А.В. Савицкого, Ю.В. Петрова, И.М. Эк-мана и многих других исследователей. В последние годы в пределах БМЗ и ее обрамления выявлены новые палеосейсмодеформации кристаллических пород фундамента БЩ (Никонов и др., 2014, 2017а), а также дислокации чехольных комплексов (Багдасарян, Шитов, 2018; Колодяжный, 2018 и др.), в том числе относящиеся к категории сейсмитов.
Локализация в этой области разновозрастных магматических проявлений, складчато-разрывных дислокаций и сейсмитов, геоморфологических аномалий и других индикаторов тектонической активизации связана с унаследованным характером проявляющихся здесь тектонических процессов. Как отмечал Н.С. Шатский (1955), структурное наследование может выражаться: а) в продолжении или возобновлении после некоторого периода развития тектонической формы того же или близкого типа; б) в наследовании простирания форм, линейных систем, разграничительных очертаний и т.п. Последнее особенно актуально при изучении закономерностей структурной приуроченности, строения и эволюции долгоживущих зон дислокаций ВЕП.
Особенности строения и генерализованные этапы тектонической активности
Территория исследований охватывает южную окраину БЩ (рис. 1, А, Б), где архейско-палеопро-терозойские комплексы фундамента ВЕП обнажаются на дневной поверхности, и прилегающую часть РП, в пределах которой раннедокембрийские
образования перекрыты позднедокембрийски-ми и фанерозойскими чехольными комплексами. Общее погружение поверхности фундамента БЩ (рис. 2) под чехольные комплексы осложняется дизъюнктивными и пликативными дислокациями различного масштаба, которые прослеживаются и в чехле. Ранее такие дислокации чехольных комплексов обычно рассматривались в качестве гляциодислокаций (Геология..., 1971; Малаховский, Грейсер, 1987 и др.). Анализ существующих палеогеографических реконструкций и ключевых этапов развития ВЕП (Атлас., 1960, 1961; Геологическое., 1985; МЫбЫп й а1., 1996; Хераскова и др., 2005; Айеш1еуа, 2007 и др.) позволяет, исходя из существующих представлений об очертаниях палеобассейнов (рис. 3) и распределения линий равных мощностей, наметить генерализованные этапы тектонической активизации юго-восточной окраины БЩ. Рассмотрим их подробнее.
Палеопротерозойский этап. Анализируя распространение палеопротерозойских платформенных пластовых интрузий, А.А. Полканов (1956) подчеркнул, что совокупность протерозойских осадочных и магматических образований приурочена к южной окраине БЩ в области «Большой флексуры», где образует прерывистую в плане полосу. Тектонические депрессии и поднятия здесь располагаются приблизительно вкрест ее простирания, чередуясь между собой (Полканов, 1956), при этом возраст движений определяется по времени проявления интрузивной активности в пределах этих тектонических структур.
Анализ современных данных о возрасте интрузивной активности показывает, что тектонические депрессии (осложненные интрузивной деятельностью) в области флексуры характеризуются, главным образом, позднепалеопротерозойским возрастом магматических проявлений (Светов, Свириденко, 2005; Онежская палеопротерозой-ская..., 2011 и др.). Следовательно, возраст самых ранних из них соответствует палеопротерозою, а завершение этого этапа движений будет соответствовать мезопротерозою (рифею), основываясь на возрасте Выборгского и Салминского массивов гранитов-рапакиви, имеющих интрузивные контакты с архейскими и палеопротерозойскими образованиями (Шарков, 2005).
Мезо-неопротерозойский этап. В рифее, в эпоху формирования крупных протяженных авлакоге-нов ВЕП, в локальных грабенообразных структурах южной и восточной частей окраины БЩ (рис. 3, А) накапливались терригенные красно-цветные образования (Геологическое строение. , 1985; МЫбЫп е! а1., 1996 и др.). В Приладожье наибольшие амплитуды прогибания составляли не менее 800 м (исходя из мощности толщ без учета уплотнения осадков). Интрузивные образования
Рис. 1. Схема рельефа Балтийского щита и прилежащих акваторий с эпицентрами землетрясений (А); схема поверхности кристаллического фундамента (кроме области Норвежских каледонид) Балтийского щита (Б). Составлены с использованием материалов: (Карта..., 1986; Международная..., 1996; Тектоническая..., 1996): 1, 2 — положение Большой флексуры: 1 — по (Полканов, 1956), 2 — по (Светов, Свириденко, 2005); 3 — центральная часть Балтийско-Мезенской зоны дислокаций, по (Колодяжный, 2018); 4 — эпицентры землетрясений, по (Землетрясения., 2007; Уломов, Медведева, 2013; Grunthal et al., 2013; http://www.seismo.helsi-nki.fi/bulletin/list/catalog/earthquakes.html); 5 — геоморфологические аномалии и проявления интенсивных деформаций: 1 — Ми-шиногорская, 2 — Вайварские горы, 3 — Дудергофская возвышенность, 4 — Андомская возвышенность; 6 — Балтийская (БС) и Московская (МС) синеклизы. На врезках показано распределение гипоцентров землетрясений в зависимости от широты и долготы, стрелками показаны потенциальные волноводы. Линиями А-Б, В-Г и др. на схеме обозначено положение профилей, изображенных на рис. 2
Рис. 2. Профили, иллюстрирующие строение поверхности фундамента и современного рельефа юго-восточной окраины Балтийского щита (линии профилей см. рис. 1, Б): 1 — рельеф над комплексами фундамента и чехла; 2 — чехольные комплексы; 3 — комплексы фундамента; 4 — профили рельефа в масштабе 1:1 для фундамента с чехольными комплексами (вверху) и сглаженной поверхности фундамента (внизу)
здесь представлены Салминским (1,529—1,547 млрд лет) и Выборгским (1,646—1,615 млрд лет) массивами гранитов--рапакиви с возрастом последующей активизации (определенном по возрасту секущих эти массивы флюорит-кальцитовых жил) 402 млн лет (Ramo, Haapala, 1996; Шарков, 2005; Сыстра, 2008 и др.).
В венде на начальном этапе лишь в западной части Ладожской структуры реконструируется незначительное прогибание (около 100 м), где накапливались терригенно-карбонатные породы, тиллиты и песчаники. Для позднего венда в пределах юго-восточной окраины БЩ реконструируются (рис. 3, Б) северные ограничения единого обширного осадочного бассейна (Геологическое строение., 1985; Хераскова и др., 2005). В начале позднего венда (раннередкинское время) здесь формировались фации склоновых частей бассейна мощностью в первые десятки метров (Хераскова и др., 2005), которые в позднередкинское и кот-линское время сменились фациями центральных частей бассейна (первые сотни метров), а в конце этапа (ровенское время) — мелководно-морскими фациями прибрежного мелководья (первые метры). В пределах отдельных изученных участков снос обломочного материала происходил с БЩ в юго-восточном направлении (Хераскова и др., 2005). Пространственное расположение и ориентировка поздневендского палеобассейна согласуются с простиранием авлакогенов рифей-ранне-вендского возраста (рис. 3, А, Б) и развивались в целом унаследованно (Геологическое строение., 1985; Хераскова и др., 2005).
Палеозойский этап. В течение кембрия — раннего девона прогибание охватило южную и, менее определенно, юго-восточную части окраины БЩ. Осадконакопление происходило, главным образом, в морских обстановках (рис. 3, В), при этом величины прогибания достигали первых сотен метров. Простирание линий равных мощностей толщ и реконструируемых северных ограничений морского бассейна (Геологическое строение., 1985; Nikishin et al., 1996; Artemieva, 2007 и др.) согласуется с простиранием южной части окраины БЩ (рис. 3, В), что указывает на ее активизацию и определенную структурную унаследованность от ранних этапов. Начиная со среднего девона произошло значительное расширение области осадконакопления и новое прогибание южной и восточной частей окраины БЩ (рис. 3, Г). Величина прогибания здесь достигает первых сотен метров. Простирание линий равных мощностей толщ реконструируемого палеозойского прогиба (рис. 3, Г) в целом согласуется с простиранием южной и юго-восточной окраины БЩ, при этом очертания и ориентировка существовавших морских бассейнов не были постоянны (Nikishin et al., 1996). Характерно широ-
кое разнообразие морских, мелководно-морских и континентальных отложений, сформированных в изменчивых палеогеографических обстановках, наличие многочисленных внутриформационных перерывов с изменениями мощностей осадочных толщ, развитие кор выветривания (Геологическое строение., 1985; Хераскова и др., 2005 и др.). Эти факты свидетельствуют о широком проявлении процессов тектонической активизации в течение палеозоя, в том числе сдвиговых движений по разломам (живетское время) и инверсии авлакогенов (конец франского века) (Nikishin et al., 1996; Хераскова и др., 2005) и др.
Палеозойские магматические проявления в рассматриваемой области представлены трубками взрыва Зимнего берега Белого моря, содержащими ксенолиты кембрийских, ордовикских и силурийских пород, сформировавшихся в мелководно-морских обстановках (Ларченко и др., 2004; Толмачева и др., 2013 и др.), пластовыми телами Кольской магматической провинции (Веселовский и др., 2013); Хибинским и Ловозерским щелочными массивами (Kramm, Kogarko, 1994) и др.
Мезозойско-кайнозойский этап. Этот этап отражает эпоху высокого стояния практически всей области южной и юго-восточной частей окраины БЩ (рис. 3, Д). На севере ВЕП в районе БЩ прогибание и накопление соответствующих осадочных толщ прекратилось, в то время как в погружение были вовлечены южные и восточные области ВЕП, связанные с развитием Урала и альпийских складчатых сооружений. Эти обстановки сохранились в позднем мелу, палеогене и неогене, и лишь к концу этапа формируются плейстоценовые водоемы и речные артерии в области юго-восточной окраины БЩ.
Неотектонический подэтап мезо-кайнозойского этапа. Этот последний пик активизации юго-восточной окраины БЩ и БМЗ отразился в морфо-структурных особенностях территории; он тесно связан как с геолого-геофизическими особенностями строения окраинно-щитовой области, так и с некоторыми закономерностями распределения в ее пределах разноранговых положительных и отрицательных морфоструктур, выраженных в рельефе и характере гидросети. Рассмотрим их подробнее.
Основные особенности рельефа пограничной
области Балтийского щита и Русской плиты как индикатора новейшей активности
Рельеф, развитый по кристаллическим породам БЩ, является преимущественно денудационным со значительной степенью эрозионной расчлененности и с амплитудой высот в пределах первых сотен метров. Юго-восточнее БЩ, в северной части Русской равнины, преобладает аккуму-
Рис. 3. Схемы северной части ВЕП, отражающие распределение областей преобладающего поднятия и прогибания фундамента в районе юго-восточной окраины Балтийского щита на плитном этапе эволюции платформы (составлены с использованием материалов (Атлас..., 1960; Атлас..., 1961; Геологическое..., 1985 и др.)). Светло-серым цветом показаны области преобладающего поднятия, темно-серым — преобладающего прогибания, тонкими сплошными линиями — изопахиты, отражающие минимальную величину прогибания, рассчитанную из мощности осадков для этапов А—Д: А—Б — для мезо-неопротерозойского этапа, включающего: А — рифейский, Б — вендский подэтапы; В—Г — для палеозойского этапа, включающего: В — раннепалеозойский (6—D2), Г — средне-позднепалеозойский подэтапы (D2—T1); Д — для мезозойско-кайнозойского этапа (J—N); Е — неотектонический подэтап. Прерывистыми линиями показаны величины послеледникового поднятия Балтийского щита, по (Morner, 2003), c упрощениями
лятивный, денудационно-аккумулятивный и эро-зионно-аккумулятивный рельеф, развивающийся по субгоризонтально залегающим осадочным породам чехла ВЕП. Между возвышенностями БЩ и РП расположена область понижений, на западе к ней относится Финский залив и прилегающие низменные равнины, на северо-востоке — низменности, следующие к северу и северо-востоку от равнин в области южного обрамления кряжа Ветреного пояса. Наиболее узкая часть зоны понижений, опоясывающих БЩ, приходится на область водоразделов Онежского и Ладожского озер, где она выражена долинами рек северо-восточного простирания (рис. 2). Рельеф пограничной области между щитом и плитой, таким образом, имеет различное выражение и происхождение и в генерализованном виде может рассматриваться как индикатор неотектонических движений (Геоморфология., 1977). В районе щита рельеф отражает его поднятие в новейшее (особенно послеледниковое) время, а на прилегающей плите — опускание или отставание в поднятии (рис. 4, В).
Механизм формирования системы возвышенностей и понижений, окружающих по дуге БЩ (рис. 1) с юга, трактуется разными авторами как результат: а) процессов изостазии, протекающих в глубинных частях ВЕП (Могпег, 1979 и др.); б) давления со стороны Скандинавской геосистемы (Ми11ег е! а1., 1992; Щукин, 1996 и др.); в) взаимодействия этих процессов (Юдахин и др., 2003; Зыков, Полещук, 2016). Чаще всего эта область понижений рассматривается как компенсационная депрессия, формирующаяся на фоне изостатиче-ского поднятия БЩ (Николаев, 1967; Могпег, 2003; Никонов и др., 2009 и др.).
Признаки новейшей активизации геологического субстрата и разрывных нарушений в пределах юго-восточной окраины БЩ
Кроме прямых признаков современных движений земной коры, зафиксированных по данным спутниковых ОРВ/Глонасс измерений (Гусева и др., 2016), существуют характерные особенности проявленных здесь деформаций. Узлы пересечения разрывных нарушений БМЗ с тектоническими зонами субмеридиональной и северо-западной ориентировки характеризуются геоморфологическими аномалиями (рис. 1, Б), осложняющимися интенсивными складчатыми и разрывными деформациями, такими как Вайварские (Синие) горы, Дудергофская и Андомская возвышенности и др. (Крапивнер, 1990; Колодяжный, 2016; Колодяж-ный и др., 2016 и др.). Деформации здесь развивались полистадийно и нашли отражение в сложных сочетаниях и пересечениях разноориентированных складок, а также разрывов различного кинемати-
ческого типа. Амплитуды смещений по разрывным нарушениям сбросовой кинематики в кристаллических породах в районе р. Свирь, выявленные бурением, составляют более 200 м (Гарбар, 1967). В акватории Финского залива разрывные структуры БМЗ прослеживаются в конфигурации подводного рельефа на разрезах непрерывного сейс-мопрофилирования (Информационный., 2009; Жамойда и др., 2013). На сейсмоакустических профилях отмечаются деформации и малоамплитудные вертикальные смещения слоев венда, плейстоценовых ледниковых и голоценовых донных отложений. Современная повышенная проницаемость разрывных нарушений подчеркивается наличием связанных с ними участков прорыва газофлюидов.
Индикаторами новейшей активизации разрывных нарушений БМЗ являются: а) положительные и отрицательные морфоструктуры с прямой или обращенной выраженностью в рельефе и закономерной ориентировкой речных долин (Гарбар, 1967; Лак, Лукашов, 1967); б) хрупкие и пластичные деформации рыхлых отложений (Никонов, Мийдел, 2003; Агибалов и др., 2018; Багдасарян, Шитов, 2018 и др.); в) дислокации кристаллических пород (Гарбар, 1967; Лукашов, 1993; Лукашов, Журавлев, 1996; Никонов и др., 2014, 2017а), а также приуроченность эпицентров (рис. 1, А) землетрясений (Землетрясения., 2007; АББтоуБкауа е! а1., 2011; Шаров, 2017) и характер микросейсмичности (Землетрясения., 2007); г) наличие палеосейсмо-дислокаций и сейсмитов (Верзилин, Окнова, 2006; Никонов и др., 2014, 2017б и др.).
Для изучения индикаторов новейшей активизации глубоких горизонтов земной коры был проведен анализ пространственного распределения глубины очагов землетрясений БЩ (для событий с установленной глубиной), произошедших в период 1900-2012 гг. и 2015-2018 гг. (Глубинное строение., 2004; Землетрясения., 2007; ОгйпШа1 е! а1., 2013; Уломов, Медведева, 2013; Шаров, 2017). Характерно, что значительная часть гипоцентров землетрясений (рис. 1, А, Б) располагается на глубинах до 40 км (глубина до поверхности Мохо здесь от 35 до 64 км (Шаров, 2017)), что иллюстрирует глубинность проявления процессов новейшей активизации земной коры. Отчетливо проявляется концентрация гипоцентров мелкофокусных землетрясений на глубинах 15-20 км, образующих протяженные горизонты (стрелки на врезках к рис. 1, А, Б) в пределах как БЩ, так и РП. Подобные горизонты на глубинах 10-12 км (КогИопеп, Рогк-ка, 1981) интерпретируются как волноводы, приуроченные к сейсмическим границам, выделенным по данным ГСЗ (Шаров, 2017), в том числе к зонам скалывания (Булина, 2004; Землетрясения., 2007). В приповерхностных обстановках выявлены
Рис. 4. Палеосейсмодислокация на северо-западном берегу Ладожского озера (А): 1 - гранито-гнейсы; 2 - заболоченные участки; 3 - расколы, трещины отрыва; 4 - осыпи. Палеосейсмодислокации габбро-диабазов на побережье Онежского оз. у пос. Гимрека (Б): 1 - контуры габбро-диабазов на схеме слева; 2 - разрывные нарушения, установленные и предполагаемые; 3 - изолинии рельефа; 4 - реки; 5 - глыбы габбро-диабазов, испытавшие перемещение; 6 - задернованные кварцито-песчаники, вмещающие габбро-диабазы. Схема изолиний (мм/год) новейших вертикальных движений земной коры восточной части Балтийского щита, по (Кошечкин, 1979) (В). Схема радиальной флексуры платформенной области и образования абиссальных масс основной и кислой магм. Стадия, сопровождающаяся образованием массивов в платформенной области, по (Полканов, 1956) (Г):
1 - осадочные и вулканогенные формации платформы; 2 - сиаль твердый (точки); 3 - сима, черные стрелки показывают передвижение основной магмы; 4 - секторы флексурного сжатия; 5 - экструзии основных лав; 6 - экструзии кислых лав. На разрезе показаны пластинообразные интрузии (и хонолиты) основной и кислой магм типа Выборгского массива рапакиви. Деформация нагруженных сверху слоев, по (Бондаренко, Лучицкий, 1985), с изменениями (Д): а - модель глубинной флексуры; б, в - деформация с участием бокового (одно- и двустороннего давления) в нагруженном сверху слое: 1 - возможные трещины растяжения;
2 - направления сколовых трещин; 3 - положение эллипсоида деформаций и траектории нормальных напряжений
и изучены новые дислокации, относящиеся к двум типам: а) дислокации кристаллических пород; б) дислокации рыхлых отложений. Рассмотрим наиболее типичные их примеры.
Дислокации кристаллических пород. В северной части Ладожского озера, вблизи пос. Сортавала, среди скальных выходов, сложенных кристаллическими породами фундамента и образующих острова и полуострова, выделяется изометрич-ный бараний лоб (рис. 4, А). Он расположен непосредственно у берега, достигает в поперечнике 8 м (поверхность его перекошена в юго-восточном направлении, то есть от озера) и имеет морфо-структуру «битой тарелки». Поверхность рассечена разнонаправленными раскрытыми трещинами, с шириной зияния от первых до десятков сантиметров. В глубине трещины заполнены обломочным материалом, по ним фиксируются вертикальные смещения поверхности бараньего лба с амплитудой около 10 см. Сходные расколы плит известны на территории Швеции ^оЬег£, 1994) и рассматриваются как следы послеледниковых землетрясений (Могпег, 2003; Никонов и др., 2014).
Дислокации палеопротерозойских габбро-диабазов. В 13 км юго-восточнее пос. Рыбрека, в районе пос. Гимрека (рис. 4, Б) расположена крупная возвышенность (Биске и др., 1971), в верхней части сложенная габбро-диабазами Ропручейского силла, а в нижней — шокшинскими кварцито-пес-чаниками. На северной оконечности возвышенности, в уступе общей высотой около 30 м габбро-диабазы с массивной блоковой отдельностью разобщены крупными зияниями и пещерами, при этом смежные блоки развернуты вокруг своей оси. В плане они образуют развал, имеющий вид «языка», сдвинутого вниз по склону (угол наклона которого 20—35°) в северном направлении. Развалы имеют «свежий» облик, среди глыб не выявлены осадки, связанные с таянием ледника. Формирование пещер в габбро-диабазах вследствие разворота и выдвигания массивных блоков в направлении, встречном движению ледника, может быть следствием воздействия сейсмического импульса, то есть имеет сейсмодислокационную природу по аналогии со сходными развалами Швеции (Могпег, $)6Ьег£, 2011), Онежской структуры (Никонов и др., 2017б) и Приладожья (Никонов и др., 2014).
Дислокации рыхлых отложений. На юго-западном берегу Онежского озера у пос. Рыбрека, на побережье озера, непосредственно над урезом воды вскрываются озерные пески, слагающие протяженный береговой вал. Выделяются два слоя песков, разделяющихся неровным контактом — тонкозернистые серые вверху и подстилающие их мелко-среднезернистые пески оранжевого цвета. Эти пески прорываются телами коричневых мелкозернистых песков размером 30*30 см, обра-
зующими структуру внедрения. Анализ литературных данных показывает, что подобные структуры внедрения (гидролоколлиты) широко распространены в районах с повышенной сейсмической активностью и образуются в момент сейсмического толчка при прорыве дестабилизированых водона-сыщенных масс в вышележащие горизонты и относятся к категории сейсмитов, носящих характер ликвифакций (Gradziriski et al., 1976; Audenard, De Santis, 1991; Mörner, 2017; Poleshchuk et al., 2018).
Обсуждение и выводы
На размещение и конфигурацию бассейнов осад-конакопления оказывают влияния различные факторы, среди которых тектонические и эвстатические движения, климат, а также различные их сочетания. Наибольшее разнообразие существующих палеогеографических реконструкций (Атлас., 1960, 1961; Геологическое., 1985; Nikishin et al., 1996; Светов, Свириденко, 2005; Хераскова и др., 2005; Artemieva, 2007) заключается в очертаниях палеобассейнов, характеризующихся наибольшей изменчивостью во времени, детальность реконструкции которых также зависит от полноты геологической летописи. При этом закономерности распределения мощностей осадков, сформированных за определенные периоды, позволяют с большей объективностью наметить изменение положения наиболее погруженных частей и ориентировку существовавших в эти периоды тектонических прогибов (Гарецкий, Яншин, 1960; Хераскова и др., 2005 и др.).
Реконструкция тектонической эволюции юго-восточной окраины БЩ показывает, что процессы активизации в ее пределах носили длительный, дискретный характер. В палеоопротерозое с этой зоной пространственно были сопряжены тектонические депрессии и поднятия, насыщенные пластовыми интрузиями (Полканов, 1956; Светов, Свириденко, 2005; Онежская палеопротерозойская., 2011 и др.). В мезо-неопротерозое здесь формировались локальные грабенообразные депрессии и массивы гранитов-рапакиви. На плитном этапе развития ВЕП (рис. 3, А—Е) активизация происходила в позднем докембрии, палеозое, фрагментарно — мезозое и позднем плейстоцене. Прослеживание изменений во времени конфигурации северных ограничений фанерозойских морских бассейнов осадконакопле-ния (маркирующих положение зоны флексурного изгиба фундамента) показывает, что тектоническая активизация охватывала различные области юго-восточной окраины БЩ. Их очертания были связаны как с внутренними перестройками в теле платформы (инверсией авлакогенов, развитием разломов, в том числе и сдвиговой кинематики (Хераскова и др., 2005)), так и с глобальными событиями — развитием смежных с ВЕП каледонских и герцин-
ских складчатых сооружений (Карпинский, 1894; Геологическое., 1985; Юдахин и др., 2003; Хераскова и др., 2005 и др.) и колебаниями уровня мирового океана (Haq, Al-Qahtani, 2005; Зорина, 2012 и др.).
Тектоническая активизация области окраинных поднятий и депрессий, рассматриваемая в качестве компенсационной депрессии, которая развивается на новейшем этапе на фоне гляцио-изостатического поднятия БЩ, подтверждается мелкофокусными землетрясениями и микросейсмичностью (Землетрясения., 2007; Assinovskaya et al., 2011; Шаров, 2017). Реконструкции фокального механизма Осмуссаарского землетрясения 1976 г. и GPS-наблюдения показывают, что блоки земной коры вдоль БМЗ в новейшее время испытывают не только вертикальные, но и существенные горизонтальные сдвиговые перемещения (Assinovskaya et al., 2011). В частности, распределение горизонтов концентрации гипоцентров землетрясений на глубинах 15—20 км (врезки к рис. 1, А, Б) также может быть объяснено внутренней горизонтальной подвижностью вследствие бокового (тангенциального) давления. Они могут быть связаны с подошвой «гравитационно-активного» слоя, слагающего верхнюю часть консолидированной коры мощностью 10—15 км (Землетрясения., 2007), с субгоризонтальными зонами скалывания на нижней границе геоблоков, испытывающих горизонтальные смещения, то есть определяются динамическим фактором формирования границ в земной коре ВЕП (Булина, 2004; Землетрясения., 2007).
Пространственное распределение палеосейс-модислокаций в пределах БМЗ, выявленных авторами на новых объектах и известных по литературным данным (Верзилин, Окнова, 2006; Никонов и др., 2014, 2017а, б и др.), указывает на сопряженность с этой зоной некоторых древних эпицентров землетрясений, что подчеркивает унаследован-ность сейсмичности БМЗ.
Приуроченность субширотных дислокаций БМЗ к области флексурного изгиба фундамента юго-восточной окраины БЩ (рис. 1, Б; 4, Г), испытавшей неоднократную активизацию в докембрии и фане-розое, удачно объясняется результатами моделирования деформации в нагруженном сверху слое (рис. 4, Д) с участием бокового давления (Бондаренко, Лучицкий, 1985). П.М. Бондаренко и И.В. Лучиц-кий (1985) указывали на аналогию ориентировок разрывов, возникших вследствие изгиба дефор-
мированных слоев, с природными разрывами (положение дайковой серии Восточной Гренландии), заполненными магматическими расплавами. Эти закономерности ориентировки разрывов, вероятно, характерны для определенных стадий образования флексур платформенных областей (рис. 4, Г, Д), рассмотренных А.А. Полкановым (1956). Закономерная ориентировка разрывных нарушений БМЗ в плане, в целом согласная с простиранием юго-восточной окраины БЩ (рис. 1, А), удаленная от БЩ в районе Финского залива (рис. 1, А) и сближенная с границей БЩ в р-не Онежского озера, вероятно, объясняется различным углом наклона поверхности кристаллического фундамента (рис. 1, Б).
Образование разрывных нарушений БМЗ устойчивой ориентировки, согласующихся с простиранием юго-восточной окраины БЩ, может объясняться унаследованной в течение нескольких тектонических этапов деформацией изгиба (рис. 4, Д) поверхности фундамента. Этот процесс сопровождался как обновлением древних разрывов, заложенных на более ранних этапах тектонической эволюции, так и порождал новые разрывные дислокации, затрагивающие более молодые отложения. При этом ориентировка разрывных нарушений БМЗ (согласующаяся с простиранием юго-восточной окраины БЩ) и наиболее погруженных участков палеобассейнов в целом сохраняется, что указывает на определенную структурную унасле-дованность (Шатский, 1955), однако кинематика их может отличаться на разных этапах, как это было показано ранее (Колодяжный, 2016; Зыков и др., 2017).
Заключение
Существующие представления о тектонической эволюции области сочленения Балтийского щита и Русской плиты, дополненные наблюдениями авторов, показывают, что юго-восточная окраина Балтийского щита - долгоживущая, активизированная (в течение протерозойского, палеозойского и завершающей части мезо-кайнозойского этапов) геологическая структура, обладающая признаками структурного унаследованного развития.
Авторы благодарят А.С. Алексеева, А.И. Ивлие-ва и М.Г. Леонова за ценные замечания.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 18-05-00485), программы Президиума РАН № 19 (проект 0135-2018-0040) и Госзадания № 0135-2016-0012.
ЛИТЕРАТУРА
Агибалов А.О., Сенцов А.А., Бардышев Г.П., Зайцев В.А. Разрывные нарушения в четвертичных отложениях Северного Приладожья как индикатор новейшей сейсмотектонической активности территории // Мат-лы науч. конф. «Восточно-Европейская платформа: геология,
неотектоника, геоморфология», 10-11 сентября 2018 г. / Ред. В.А. Зайцев, Н.В. Лубнина, Е.А. Мануилова. М.: Перо, 2018. С. 38-56.
Арган Э. Тектоника Азии. М.: ОНТИ, 1935. 192 с. Атлас литолого-палеогеографических карт Русской
платформы и ее геосинклинального обрамления. Ч. 1. Поздний докембрий и палеозой. Масштаб 1:5 000 000 / Ред. А.П. Виноградов. М.; Л.: Госгеолтехиздат, 1960.
Атлас литолого-палеогеографических карт Русской платформы и ее геосинклинального обрамления. Ч. 2. Мезозой и кайнозой. Масштаб 1: 5 000 000 / Ред.
A.П. Виноградов. М.; Л.: Госгеолтехиздат, 1961. Багдасарян Т.Э., Шитов М.В. Новые данные о голо-
ценовой сейсмичности юго-восточного Приладожья // Проблемы тектоники и геодинамики земной коры и мантии. Т. 2. Мат-лы Ь Тектонического совещ. / Ред. К.Е. Дегтярев. М.: ГЕОС, 2018. С. 370-375.
Бискэ Г.С., Лак Г.Ц., Лукашов А.Д. и др. Строение и история котловины Онежского озера. Петрозаводск: Карелия, 1971. 73 с.
Бондаренко П.М., Лучицкий И.В. Сдвиги и зоны скалывания в тектонических полях напряжений // Экспериментальная тектоника в теоретической и практической геологии / Ред. И.В. Лучицкий, П.М. Бондаренко. М.: Наука, 1985. С. 159-182.
Булина Л.В. Геологическая информативность данных о магнитной неоднородности верхней части земной коры // Геофизика. 2004. № 5. С. 54-58.
Верзилин Н.Н., Окнова Н.С. Палеосейсмичность о-ва Гогланд в поздне-, послеледниковье // Изв. РГО. 2006. Т. 138, вып. 5. С. 58-69.
Веселовский Р.В., Арзамасцев А.А., Демина Л.И. и др. Палеомагнетизм, геохронология и магнитная минералогия даек Кольской девонской магматической провинции // Физ. Земли. 2013. № 4. С. 82-104.
Гарбар Д.И. Тектонические нарушения в юго-западном Прионежье (на примере района пос. Вознесенье) // Зап. Ленингр. горного ин-та. Т. 52, № 2. Л.: Недра, 1967. С. 129-132.
Гарецкий Р.Г., Яншин А.Л. Тектонический анализ мощностей // Методы изучения тектонических структур. М.: Изд-во АН СССР, 1960. С. 115-166.
Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 1. Русская платформа / Ред. В.Д. Наливкин, К.Э. Якобсон. Л.: Недра, 1985. 356 с.
Геология СССР. Т. 1. Ленинградская, Псковская и Новгородская области. Геологическое описание / Ред.
B.А. Селиванова. М.: Недра, 1971. 503 с. Геоморфология Карелии и Кольского полуострова /
Ред. В.Г. Легкова, Б.Н. Можаев. Л.: Недра, 1977. 183 с.
Глубинное строение и сейсмичность Карельского региона и его обрамления / Ред. Н.В. Шаров. Петрозаводск: Кар. НЦ РАН, 2004. 353 с.
Гусева Т.В., Крупенникова И.С., Мокрова А.Н. Современные движения, деформации и сейсмичность земной коры Восточно-Европейской платформы // Тектоно-физика и актуальные вопросы наук о Земле. Мат-лы IV тектонофизической всеросс. конф. с междунар. участием (3-8 октября 2016 г.). Т. 1. / Ред. Ю.Л. Ребецкий. М.: ИФЗ РАН, 2016. С. 53-59.
Жамойда В.А., Рябчук Д.В., Спиридонов М.А. и др. Геолого-геоморфологические условия формирования пок-
маков в восточной части Финского залива // Регион. геол. и металлогения. 2013. № 54. С. 25-37.
Землетрясения и микросейсмичность в задачах современной геодинамики Восточно-Европейской платформы. Кн. 1. Землетрясения / Ред. Н.В. Шаров, А.А. Маловичко, Ю.К. Щукин. Петрозаводск: КНЦ РАН, 2007. 381 с.
Зорина С.О. Юрские - палеогеновые осадочные последовательности востока Русской плиты: тектоно-эвстатический анализ, секвенс-стратиграфия, фаци-альные трансформации и полезные ископаемые. М.: Букстрим, 2012. 192 с.
Зыков Д.С., Полещук А.В. О некоторых результатах взаимодействия геодинамических систем на Восточно-Европейской платформе в новейшее время // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2016. Т. 91, вып. 1. С. 3-14.
Зыков Д.С., Полещук А.В., Никонов А.А. Морфострук-тура пограничной зоны между Балтийским щитом и Западно-Арктической платформой как отражение взаимодействия геодинамических систем // Геоморфология. 2017. № 2. С. 79-89.
Информационный бюллетень. Состояние геологической среды прибрежно-шельфовой зоны Баренцева, Белого и Балтийского морей. № 11 / Ред. О.Ю. Корнеев. СПб.: Севморгео, 2009. 58 с.
Карпинский А.П. Общий характер колебаний земной коры в пределах Европейской России // Изв. Имп. АН. 1894. Т. 1, вып. 1. С. 1-19.
Карта рельефа дорифейского фундамента Восточно-Европейской платформы. М-б 1:5 000 000 / Ред. В.В. Бронгулеев. М.: ПГО Центргеология, 1986.
Колодяжный С.Ю. Структурно-кинематические условия формирования Дудергофской структуры (юго-восточная окраина Балтийского щита) // Изв. вузов. Геол. и разведка. 2016. № 5. С. 8-17.
Колодяжный С.Ю. Долгоживущие структурные ансамбли Восточно-Европейской Платформы. Статья 3. Тектоника плитного чехла // Изв. вузов. Геол. и разведка. 2018. № 4. С. 5-16.
Колодяжный С.Ю, Балуев А.С., Терехов Е.Н. Структурные парагенезы и особенности внутриплитной эволюции Андомского сегмента линеамента Полканова (юго-восточная окраина Балтийского щита // Геотектоника. 2016. № 4. С. 48-67.
Кошечкин Б.И. Голоценовая тектоника восточной части Балтийского щита. Л.: Недра, 1979. 158 с.
Крапивнер Р.Б. Строение и условия формирования приповерхностных неотектонических дислокаций (на примере некоторых районов Евразии). Автореф. дисс. ... докт. геол.-минерал. наук. М., 1990. 42 с.
Лак Г.Ц., Лукашов А.Д. Неотектоника в зоне докем-брийских разломов Южной Карелии // Тектонические движения и новейшие структуры земной коры. М.: Недра, 1967. С. 198-201.
Ларченко В.А., Степанов В.П., Минченко Г.В., Кечик И.А. Алмазоносность кимберлитов и родственных им пород Зимнего Берега // Вестн. Воронежск. ун-та. Геол. 2004. № 2. С. 134-147.
Леонов М.Г. Тектоника консолидированной коры. М.: Наука, 2008. 454 с.
Лукашов А.Д. Палеосейсмодислокации Заонежья // Кижский вестн. Заонежье. 1993. № 2. С. 35-42.
Лукашов А.Д., Журавлев А.П. Древнее Пегремское землетрясение. Петрозаводск, 1996. 39 с.
Малаховский Д.Б., Грейсер Е.Л. Балтийско-Ладожский уступ // Геоморфология. 1987. № 1. С. 94-98.
Международная тектоническая карта Европы. М-б: 1:5 000 000. Третье издание / Ред. В.Е. Хаин, Ю.Г. Леонов. СПб.: ВСЕГЕИ, 1996.
Николаев Н.И. О новейшем этапе развития Фен-носкандии, Кольского полуострова и Карелии // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1967. Т. 72, вып. 1. С. 49-68.
Никонов А.А., Мийдел А.М. Обнаружение сейсмо-генных деформаций в послеледниковых отложениях на южном побережье Финского залива // Докл. АН. 2003. Т. 390, № 6. С. 799-804.
Никонов А.А., Полещук А.В., Зыков Д.С. К истории выделения и перспективе изучения молодых сейсмо-дислокаций в Онежской структуре Балтийского (Фен-носкандинавского) щита // Современные проблемы четвертичной геологии и географии северо-запада Европейской части России и сопредельных стран. Мат-лы науч. сессии (с участием иностранных специалистов), посвященной 100-летию со дня рождения Г.С. Бискэ (9-10 марта 2017 г.) / Ред. Т.С. Шелехова. Петрозаводск: РАН, 2017а. С. 38-42.
Никонов А.А., Полещук А.В., Зыков Д.С. О новейших разрывах и палеосейсмодислокациях в Онежской па-леопротерозойской структуре Балтийского щита (Восточно-Европейская платформа) // Тр. КНЦ РАН. Сер. Геол. докембрия. 2017б. С. 1-25.
Никонов А. А., Шварев С.В., Сим Л.А. и др. Скальные па-леосейсмодеформации на Карельском перешейке (ключевой участок «Пещеры Иностранцева», Ленинградская область) // Докл. АН. 2014. Т. 457, № 5. С. 591-596.
Никонов А.А.,ЭнманС.В., ФлейфельЛ.Д. Современные и позднеголоценовые вертикальные движения земной коры в юго-восточной Балтике - переходной зоне к Фенно-скандинавской плите // Физ. Земли. 2009. № 8. С. 51-65.
Онежская палеопротерозойская структура (геология, тектоника, глубинное строение и минерагения) / Ред. Л.В. Глушанин, Н.В. Шаров, В.В. Щипцов. Петрозаводск: КНЦ РАН, 2011. 431 с.
Полетаев А.И., Агибалов А.О., Гордеев Н.А. Балтий-ско-Ладожско-Онежско-Колгуевская зона: показательный пример поиска, выделения и обоснования скрытых тектонических нарушений земной коры // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2016. Т. 91, вып. 4-5. С. 90-96.
Полканов А.А. Геология хогландия-иотния Балтийского щита // Тр. Лаб. геол. докембрия. Вып. 6. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1956. 122 с.
Светов А.П., Свириденко Л.П. Центры эндогенной магматической активности и рудообразования Фенно-скандинавского щита (Карельский регион). Петрозаводск: КНЦ РАН, 2005. 357 с.
Сыстра Ю.Й. О фанерозойских тектонических движениях зоны сочленения Фенноскандинавского щита с Русской плитой // Связь поверхностных структур земной коры с глубинными. Мат-лы XIV междунар. конф. (Петрозаводск, 27—31 октября 2008 г.) / Ред. Н.В. Шаров, В.В. Щипцов, Ю.К. Щукин и др. Петрозаводск: КНЦ РАН, 2008. С. 242-245.
Тектоническая карта Баренцева моря и северной части Европейской России. М-б 1:2 500 000 / Ред. Н.А. Богданов,
B.Е. Хаин. М.: ПКО Картография, 1996.
Толмачева Т.Ю., Алексеев А.С., Реймерс А.Н. Коно-донты из ксенолитов кимберлитовых трубок Юго-Восточного Беломорья (Архангельская область): ключ к реконструкции стратиграфии и палеогеографии Восточно-Европейской платформы в ордовике // Докл. АН. 2013. Т. 451, № 1. С. 68-72.
Уломов В.И., Медведева Н.С. Специализированный каталог землетрясений Северной Евразии. 2013. 512 с. (http:// seismos-u.ifz.ru/documents/Eartquake-Catalog-СКЗ.pdf).
Хераскова Т.Н., Андреева Н.К., Воронцов А.К., Кагра-манян Н.А. История развития и геодинамика осадочного бассейна Московской синеклизы в позднем венде // Литосфера. 2005. № 2. С. 16-40.
Шарков Е.В. Протерозойские анортозит-рапакиви-гранитные комплексы Восточно-Европейского крато-на - пример внутриплитного магматизма в условиях аномально мощной сиалической коры // Литосфера. 2005. № 4. С. 3-21.
Шаров Н.В. Литосфера Северной Европы по сейсмическим данным. Петрозаводск: КНЦ РАН, 2017. 173 с.
Шатский Н.С. О происхождении Пачелмского прогиба. Сравнительная тектоника древних платформ // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1955. Т. 30, вып. 5. С. 5-26.
Щукин Ю.К. Глубинная сейсмотектоника Северной Евразии // Недра Поволжья и Прикаспия. 1996. Вып. 13.
C. 3-16.
Юдахин Ф.Н., Щукин Ю.К.., Макаров В.И. Глубинное строение и современные геодинамические процессы в литосфере Восточно-Европейской платформы. Екатеринбург: УрО РАН, 2003. 299 с.
Artemieva I.M. Dynamic topography of the East European ^aton: Shedding light upon the lithospheric structure, composition and mantle dynamics // Global Planet. Change. 2007. Vol. 58. P. 411-434.
Assinovskaya B.A., Shchukin J., Gorshkov V., Shcherbako-va N. On recent geodynamics of the Eastern Baltic Sea region // Baltica. 2011. Vol. 24, N 2. P. 61-70.
Audenard F.A., De Santis F. Survey of liquefaction structures induced by recent moderate earthquakes // Bull. Assoc. Geol. Ingegn. 1991. Vol. 44. P. 5-16.
Gradzinski R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R. Sedy-mentologia: Warszawa: Wyd. Geol. 1976. 614 p.
Grünthal G., Wahlström R., Stromeyer D. The SHARE European Earthquake Catalogue (SHEEC) for the time period 1900-2006 and its comparison to the European-Mediterranean Earthquake Catalogue (EMEC) // J. Seismol. 2013. Vol. 17, N 4. P. 1339-1344.
Haq B.U., Al-Qahtani A.M. Phanerozoic cycles of sea-level change on the Arabian Platform // GeoArabia. 2005. Vol. 10, N 2. P. 127-160.
Korhonen H., Porkka M. T. The structure of the Baltic Shield on the basis of DSS and earthquake data // Pure and Applied Geophys. 1981. Vol. 119, N 6. P. 1093-1099.
Kramm U., Kogarko L.N. Nd and Sm isotope signatures of the Khibina and Lovozero agpaitic cetntre, Kola Alcaline Province, Russia // Lithos. 1994. Vol. 32. P. 225-242.
Morner N.-A. The Fennoscandian uplift and late Cenoz-oic geodynamics: Geological evidence // GeoJournal. 1979. Vol. 3, N 3. P. 287-318.
Morner N.-A. Paleoseismicity of Sweden: A Novel Paradigm. Stockholm: Stockholm Univ., 2003. 320 p.
Morner N.-A. Liquefaction structures from a high-magnitude paleoseismic event at about 12,400 C14-years BP in Southern Sweden // Open J. Earthquake Res. 2017. Vol. 6. P. 216-227.
Morner N.-A., Sjoberg R. Excursion guide for the Local and Main Excursions // Second International Conference on Granite Caves Sweden. 2011. 29 p.
Muller B., Zoback M.L., Fuchs K. et al. Regional patterns of tectonics stress in Europe // J. Geophys. Res. l992. Vol. 97. P. 11783-11803.
Nikishin A.M., ZieglerPA., Stephenson R.A. et al. Precam-brian to Triassic history of the East-European craton: dynamics of sedimentary basin evolution // Tectonophysics. 1996. Vol. 268, N 1-4. P. 23-63.
Poleshchuk A.V., Zykov D.S., Shvarev S.V. Some features of deformation structures in an esker on the southern margin of the Fennoscandian Shield // Bull. Geol. Soc. Finland. 2018. Vol. 90. P. 291-300.
Ramo O.T., Haapala I. Rapakivi granite magmatism: a global review with emphasis on petrogenesis // Petrology and geochemistry of magmatic suites of rocks in the continental and oceanic crust / Ed. D. Demaiffe. Bruxelles: ULB, 1996. P. 177-200.
Sjoberg R. Bedrock caves and fractured rock surfaces in Sweden. Occurrence and origin. Doct. Thesis. Paleogeophys-ics & Geodynanics. Stockholm: Stockholm University, 1994. 110 p.
Сведения об авторах: Полещук Антон Владимирович — канд. геол.-минерал. наук, ст. науч. сотр. ГИН РАН, e-mail: anton302@mail.ru; Зыков Дмитрий Сергеевич — канд. геол.-минерал. наук, ст. науч. сотр. ГИН РАН, e-mail: zykov58@yandex.ru; Колодяжный Сергей Юрьевич — докт. геол.-минерал. наук, гл. науч. сотр. ГИН РАН, e-mail: kolod63@mail.ru
ON THE SIGN OF RECENT ACTIVATION OF SOUTHEASTERN AREA OF BALTIC SHIELD OF EAST EUROPEAN PLATFORM
A.V. Poleshchuk, D.S. Zykov, S.Yu. Kolodyazhnyi Geological Institute of the Russian Academy of Sciences, Pyzhevsky 7, Moscow, 119017, Russia
Received 03.02.19
The history of activation of one of the longest marginal-shield areas located on the south-eastern margin of the Baltic Shield of the East European Platform (EEP) is associated with long-term tectonic evolution, which covered several stages. In the Paleoproterozoic this zone was an area of contrasting movements, localization of zones of high permeability, used by magmatic melts when moving to the earth's surface. In the Phanerozoic (the plate stage in the evolution of EEP) in this area the northern limits of the Paleozoic-Cenozoic marine basins were reconstructed. The indicators of activity at the latest stage are seismicity, paleoseismic dislocations and structural-morphological parageneses, as well as geomorphological anomalies and large structural-morphological elements (depressions with modern water basins and intervening hills). This indicates a long duration (with signs of structural inheritance) of tectonic processes occurring here.
Key words: East European Platform, Baltic Shield, Fennoscandia, geodynamics, horizontal movements, neotectonics, intraplate tectonics, activation, seismic dislocations.
