Перейти к содержимому

 

Фото

Ладожская Ивс. Обобщающая Статья.


  • Чтобы отвечать, сперва войдите на форум
15 ответов в теме

#1 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 29 Август 2014 - 12:31

УДК 551.4:552.6

 

ВВЕДЕНИЕ

Настоящая работа является сокращённым обобщением результатов исследований котловины Ладожского озера в рамках импактно-вулканической модели, изложенных в статьях «Ладожская астроблема» (Юрковец, 2011), «Ладожская импактно-вулканическая структура» (Юрковец, 2012), «Признаки импактного метаморфизма в породах Ладожской импактно-вулканической структуры» (Юрковец, 2014).

В этих статьях были рассмотрены структурно-тектонические, геоморфологические, петрографические и другие свидетельства того, что глубоководная часть котловины Ладожского озера является молодой астроблемой. Её наиболее вероятный возраст – около 40 тысяч лет. Структурно-геологические данные и некоторые аномалии Ладоги указывают на то, что падение космического тела нарушило монолитность Балтийского щита, что привело к проявлению локального вулканизма в данном районе. В результате извержения в атмосферу было выброшено не менее 1500 кубических километров пепла.

С учётом предшествующих петрологических исследований обоснована импактно-плутоническая модель петрогенезиса пород Валаамского силла, суть которой заключается в смешении в купольных структурах силла ударного расплава кислых и основных пород мишени с щелочной магмой, поступавшей из очага извержения, спровоцированного падением массивного космического тела.

Показано, что верхнеплейстоценовые пеплы, широко распространённые на Русской равнине являются продуктом извержения Ладожского вулкана. Их снос Волжской речной системой в Каспийское море сформировал мощные толщи т.н. «шоколадных» глин нижнехвалынской свиты верхнеплейстоценовых отложений северной части Каспийского бассейна, которые являются диагенетически преобразованным вулканическим пеплом ладожского извержения.

В породах, слагающих котловину Ладожского озера, были найдены многочисленные признаки импактного метаморфизма: конусы сотрясения, диаплектовые изменения и ударное расщепление в минералах мишени, шоковые микроструктуры с высокобарическим минералом муассанитом и другие признаки.

 

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ЛАДОЖСКОЙ КОТЛОВИНЫ.

ТРАДИЦИОННЫЙ ВЗГЛЯД

 

I. Территория Ладожского озера входит в состав листа Р-(35)-37 (Петрозаводск) Государственной геологической карты Российской федерации (новая серия) м-ба 1 : 1 000 000, изданного ВСЕГЕИ в 2000 году. Фрагмент геологической карты, включающий в себя котловину Ладожского озера, представлен в Приложении 1. По мнению авторов, котловина Ладоги имеет тектоническое происхождение, она занимает территорию Ладожского прогиба, входящего, согласно данным тектонического районирования, в состав Свекофенского блока среднерифейского–нижневендского структурного яруса среднего структурного этажа Восточно-Европейской платформы. Предполагается, что породы этого яруса представляют собой реликты первого платформенного чехла древней позднедокембрийской платформы, сохранившиеся как на Балтийском щите, так и на Русской плите. Возникновение Ладожского прогиба, который наследует котловина Ладожского озера, как считают авторы, произошло 1,35 миллиарда лет назад (ВСЕГЕИ, 2000, Табл. 5).

«Для этого яруса на Восточно-Европейской платформе характерны ограниченные по площади структуры погружения и разрывные нарушения, обусловившие вертикальные перемещения блоков земной коры при ненарушенном горизонтальном залегании пластов… . На территории листа … установлены три структурных погружения: Ладожский прогиб, Онегозерский и Онежско-Тойменский грабены, они имеют северо-западное направление длинных осей, унаследованное от раннепротерозойских направлений.

Наиболее сложным является Ладожский прогиб с ответвляющимся от него в юго-восточной части Пашским грабеном» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 130).

Прогиб представляет собой сложнопостроенную депрессию, «…вытянутую по длинной оси более чем на 200 км при ширине до 120 км. Фундамент Ладожского прогиба имеет клавишно-блоковое строение с общим симметричным погружением от бортов к центральной части. Ширина ступеней составляет 5-12 км при амплитуде вертикальных перемещений 30-100 м и более. Согласно имеющимся данным, в строении среднерифейско-нижневендского яруса Ладожского прогиба могут быть выделены три подъяруса.

Нижний структурный подъярус состоит из приозерской, салминской и пашской свит среднего рифея, образующих единую вулканогенно-осадочную серию. Резкие колебания мощности этой серии связаны с многочисленными разрывными нарушениями, обусловившими наличие упомянутого выше клавишно-блокового строения фундамента, которые картируются при средне- и крупномасштабных геологосъемочных работах.

Средний структурный подъярус (приладожская свита верхнего рифея) залегает с глубоким размывом на салминской и, по-видимому, на разных горизонтах приозерской свиты. Для этого подъяруса, судя по разрезам скважин, пробуренных на Карельском перешейке, характерна относительно постоянная абсолютная глубина залегания подошвы на уровне 150—160м. Колебания мощности, характерные для нижнего подъяруса, не отмечены, что указывает на прекращение движений по разрывным нарушениям. Важным признаком среднего подъяруса является присутствие среди слагающих его пород туффизитов в ассоциации с эффузивными карбонатитами.

Верхний структурный подъярус — яблоновская свита нижнего венда – отделен от среднего незначительным перерывом и представлен тиллитами — образованиями конечной морены ранневендского оледенения и содержит в себе продукты дезинтеграции всех подстилающих пород» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 130-131).

Что касается современной морфологии котловины Ладожского озера, то  её формированию способствовали новейшие тектонические движения вдоль древних долгоживущих разломов, активных и в настоящее время. Среди таких «сквозных» региональных нарушений выделяется система разломов северо-западного направления (60-70°), состоящая из трёх ветвей, обрамляющих акватории Ладожского и Онежского озёр, нисходящие движения по которым ныне происходят со скоростью до 3,1 мм в год (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 133-136).

Вулканогенно-осадочные образования средне-верхнерифейского возраста распространены под четвертичными отложениями в северной половине Ладожского прогиба. Залегающие выше их по разрезу вендские отложения, слагают ложе мелководной части Ладожской котловины.

«Среднерифейские образования на территории листа распространены в Ладожском прогибе и Пашском грабене в зоне сочленения Балтийского щита и Русской плиты. Площадь прогиба примерно совпадает с котловиной Ладожского озера, исключая её небольшую северную прибрежную зону. Краевые его части установлены на суше на западном и восточном берегах Ладоги. Небольшой Пашский грабен представляет собой ответвление от Ладожского прогиба в южной части последнего» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 30).

Отложения среднего рифея (среднерифейская эратема R2) представлены тремя свитами – приозёрской, салминской и пашской (на карте не обозначены), сложенные осадочными и вулканогенно-осадочными толщами общей мощностью около километра (без мощности пашской свиты, отдельно выделяемой в Пашском грабене).

 

Ladoga_GGK_1.jpg

 

Рис. 1. Геология Ладожского Озера

(фрагмент Государственной геологической карты 1 : 1 000 000, ВСЕГЕИ, 2000)

 

«Приозёрская свита распространена повсеместно, залегает на архейско-протерозойском фундаменте с резким угловым несогласием и представлена разнозернистыми красноцветными аркозовыми песчаниками с прослоями коричневых аргиллитов, гравелитов и конгломератов. По составу обломочного материала терригенные породы свиты соответствуют подстилающим гранитоидам фундамента. Мощность свиты в Пашском грабене более 450 м, на восточном побережье Ладоги в районе с. Салми – 60 м, а на западном побережье Ладоги – от 60 до 354 м. (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 30).

«Залегающая на ней салминская свита представлена потоками диабазовых, андезибазальтовых и базальтовых порфиритов, туфами и песчаниками. Песчаники по вещественному составу и структуре сходны с приозёрскими. На восточном берегу Ладоги верхняя часть разреза свиты представлена песчаниками и черными аргиллитами с тонкими прослоями карбонатов. Мощность салминской свиты в Пашском грабене 70 м, в районе с. Салми до 460 м; на западном побережье Ладоги салминская свита отстутствует» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 30).

«Пашская свита выделяется только в Пашском грабене, где залегает на салминской свите и представлена грубозернистыми полевошпатово-кварцевыми песчаниками и гравелитами буроватого и розового цвета, содержащими обломки кварцитов. Присутствие туфогенного материала в нижней части пашской свиты позволяет предполагать, что она входит в состав единой среднерифейской вулканогенно-осадочной серии вместе с салминской свитой» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 30).

Отложения верхнего рифея (верхнерифейская эратема R3), представленные приладожской  свитой имеют небольшое распространение:

 «Приладожская свита, распространённая только на Карельском перешейке ранее рассматривалась в качестве верхней подсвиты приозёрской свиты; позднее она была обособлена в самостоятельное подразделение и отнесена к верхнему рифею. С наибольшей полнотой свита изучена в районе с. Яблоновка. Здесь она представлена разнозернистыми и мелкозернистыми песками и слабосцементированными сероцветными песчаниками, тёмно-серыми до чёрных аргиллитами и доломитами. На разных уровнях в разрезе свиты наблюдаются прослои редкогалечных конгломератов мощностью до 1 м и более. Микроскопическое изучение приладожских песчаников показывает, что они местами преобразованы в туффизиты, которые представляют собой агрегат, состоящий из резорбированных и оплавленных зёрен кварца, полевого шпата и новообразованных слюд, сцементированных хлорит-серицитовой массой или карбонатом» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 31).

Об отложениях вендского возраста, распространённых в пределах Ладожского прогиба, в «Объяснительной записке» к Государственной геологической карте м-ба 1:1000000 написано несколько противоречиво. Выше было отмечено, что площадь прогиба в целом совпадает с котловиной Ладоги, исключая её небольшую северную прибрежную зону. Т.е. нерасчленённые отложения верхнего венда, распространённые в южной мелководной части Ладоги, надо полагать, к отложениям Ладожского прогиба отнесены. В то же время ниже написано, что нижневендские отложения (V1) являются завершающими отложениями Ладожского прогиба:

«Нижневендские отложения известны в Западном Приладожье и завершают стратиграфическую колонку Ладожского прогиба. Опорный разрез нижнего венда вскрыт скважинами в районе с. Яблоновка. Здесь на приладожской свите под четвертичными отложениями на глубине от 70 до 145 м вскрыты разнозернистые плохо отсортированные красноцветные и сероцветные песчаники яблоновской свиты, содержащие редкие гальки пород фундамента, кварцитов и песчаников типа приозёрских, а также доломитов, характерных для приладожской свиты. Е.П.Брунс описала эти песчаники как тиллитоподобные. В более поздних работах они рассматриваются как тиллиты и на этом основании отнесены к лапландскому горизонту нижнего венда, для которых характерны ледниковые отложения» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 32).

И далее:

«Следует отметить, что редкогалечные конгломераты яблоновской свиты полностью идентичны редкогалечным конгломератам подстилающей приладожской свиты. Верхняя часть разреза свиты (около 10 м) представлена гравийными песчаниками (туффитами?), состоящими из зёрен и обломков изменённых изверженных пород основного и ультраосновного состава, сцементированных ожелезнённым хлорит-серицитовым веществом. Среди акцессорных минералов в этих песчаниках М.Т.Орловой установлены пироп, хромшпинелид, диопсид» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 32).

Что касается верхнего венда нерасчленённого (V2), обозначенного на Геологической карте в южной мелководной части Ладоги, то ему в «Объяснительной записке» к карте посвящено всего несколько не относящихся к Ладоге строк:

«Отложения верхнего венда нерасчленённые (V2). На ограниченной площади на Онежско-Ладожском перешейке, в связи с отсутствием данных, верхний венд не может быть разделён на горизонты и картируется как единое подразделение V2. Представлен он здесь пестроцветными аргиллитами и алевролитами с прослоями песчаников (скважина Олонец, мощность 125 м)» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 32).

 

Магматические образования котловины Ладожского озера состоят из трахибазальтового и трахидолеритового комплексов, составляющих единую вулкано-плутоническую ассоциацию возрастом 1330 ± 50 млн. лет, что служит основанием для отнесения его к среднему рифею (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 31).

Вулканический (трахибазальтовый) комплекс. Вулканические породы входят в состав осадочно-вулканогенных салминской и приладожской свит. Представлены «…базальтовыми порфиритами, диабазами, андезибазальтами, туфами и обнажаются или вскрыты в районе пос. Салми и в устье р. Паша. Вулканиты слагают в них два уровня афировых и микропорфировых базальтов общей мощностью 300 – 350 м среди осадочных толщ. …

В Пашском грабене, перекрытом чехлом вендских и фанерозойских отложений, выделяются три уровня вулканогенных пород. Нижний горизонт (48 м) залегает на осадках приозерской свиты и образован лейкобазальтами; в серднем (118 м) – в чередовании с песчаниками отмечаются пачки туффитов с обломками пород кислого состава; верхний (61 – 85 м) – сложен лимонитизированными, иногда миндалекаменными базальтами с реликтами офитовых структур» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 102).

Плутонический (трахидолеритовый) комплекс (νμR2). Субвулканические диабазы слагают Валаамский силл, который «…представляет собой межпластовую дифференцированную интрузию общей площадью около 2000 кв. километров, сложенную феррогабро, габбро-долеритами и монцонитоидами (вааламитами). Основные породы рассечены сетью жил гранофир-аплитов. … Габбро-долериты слагают основную видимую часть интрузии и содержат линзовидные тела феррогаббро. Монцонитоиды образуют непрерывный ряд от монцогаббро и монцодиоритов до кварцевых монцонитов, залегают в верхней части силла и постепенно переходят в гранофировые конгадиабазы и далее в габбро-долериты» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 103).

На геологической карте вулканический (обнажающийся в районе пос. Салми) и плутонический (Валаамский силл) комплексы выделены одним цветом и обозначены единым знаком трахидолеритового комплекса.

 

II. В 2002 году вышел атлас «Ладожское озеро», где есть Тектоническая схема района Ладожского озера и более подробная Геологическая карта (Приложение 1), содержащие основные детали строения котловины Ладоги. Схема и карта составлены А.В.Амантовым (Институт озероведения РАН, 2002).

В целом, стратиграфия и тектоника атласа и Государственной геологической карты не противоречат друг другу. Некоторые отличия есть в обозначении магматических образований. Выходы базальтов на карте Амантова отмечены как «базальты покровные и субвулканические», а Валаамский силл – как сложенный породами, имеющими сложное название «габбро-граносиенит-субщелочно-лейкогранитовая серия» (Институт озероведения, 2002, стр. 46), отражающее наблюдаемое смешение в едином магматическом образовании основных, щелочных и кислых пород.

На Геологической карте Амантова отложения верхнего венда разделены на редкинский и котлинский горизонты. Кроме того, автором карты между верхнерифейскими и верхневендскими подразделениями предположительно выделены отложения волынской серии верхнего рифея – нижнего венда, которые на Государственной геологической карте м-ба 1 : 1 000 000 соответствуют яблоновской свите нижнего венда. С вмещающими породами они здесь имеют стратиграфические границы, в отличие от разрывных нарушений, обозначенных на карте ВСЕГЕИ.

Более детально (в пределах Ладоги) Институтом озероведения прослежено распространение редкинского горизонта. В частности, закартирован стратиграфический (судя по обозначенным на карте стратиграфическим границам) парадокс – более молодые породы редкинского горизонта, широкой дугой протянувшейся с запада на восток вдоль южного отрезка глубоководной части Ладоги, в северной своей части залегают под более древними верхнерифейскими отложениями и предполагаемыми отложениями волынской серии. На Государственной геологической карте ВСЕГЕИ этот парадокс никак не обозначен, из чего можно сделать ложный вывод о том, что надвига (который следует из рисовки карты Института озероведения) среднерифейских пород на более молодые породы верхневендского возраста здесь нет, а имеет место сохранность небольших верневендских останцов на среднерифейских отложениях.

Согласно представлениям составителей атласа, котловина Ладожского озера «тектонического происхождения, преобразована воздействием четвертичных ледников» (Институт озероведения РАН, 2002, стр. 39).

 

III. Из новейших работ большой фактический материал по истории изучения, петрологии и геологическом строении Ладожского силла, а также тектонике котловины Ладожского озера обобщён в монографии «Валаамский силл габбро-долеритов и геодинамика котловины Ладожского озера» (Свириденко и Светов, 2008).

Значительная часть исследования посвящена разработке и обоснованию с позиции синергетики петрогенетической модели бимодального (мантийного базальтового и корового гранитного) магматизма Ладожского силла. Т.е. попытке объяснения существования в едином магматическом образовании пород различного состава – основного, щелочного и кислого, всё наблюдаемое в Ладожском силе многообразие которых авторы выводят из смешения в пластовом теле кислой и основной магм.

В пределах Ладожского озера и прилегающей территории авторы монографии выделяют новейшую Ладожскую радиально-кольцевую структуру (ЛРКС), имеющую несколько центров симметрии, которые располагаются вблизи географического центра котловины Ладоги (Свириденко и Светов, 2008, стр. 29). В монографии подтверждается, что новейшие и современные тектонические движения краевой части Фенноскандинавского щита обычно наследуют древние тектонические движения. Это позволяет, по их мнению, проследить эволюцию тектонического развития «Пашско-Ладожской горсто-грабеновой системы» начало формирования которой они относят к предкотлинскому (около 600 млн. лет назад) времени и с которой связывают образование в новейшее время котловины Ладожского озера (Свириденко и Светов, 2008, стр. 27-28).

В истории формирования и развития Пашско-Ладожской горсто-грабеновой системы авторы выделяют 4 стадии. На первой стадии происходило формирование в среднерифейских вулканогенно-осадочных породах грабенообразной депрессии, которая, в дальнейшем, в связи с общим фанерозойским воздыманием Балтийского щита и погружением Русской плиты, была преобразована в  горсто-грабеновую структуру.

На второй стадии, в процессе знакопеременных глыбово-волновых движений пра-Фенноскандии на фоне общего сводового воздымания в мезо-кайнозое, происходило глубокое континентальное выветривание и пенепленизация, в ходе которой было снесено до 500 метров кристаллических пород, в результате чего Валаамский силл оказался на поверхности.

На третьей стадии, в результате ускоренной дегляциации Скандинавского ледникового щита и связанных с дегляциацией неотектоническими подвижками, на территории развития Пашско-Ладожской горсто-грабеновой системы происходило формирование котловины Ладожского озера. Как считают авторы, к этому времени (14-15 тысяч лет назад) «Ладожской лопастью Скандинавского щита», находящейся в «зоне максимального ледникового выпахивания», была выработана северная глубоководную часть будущего Ладожского озера (стр. 24), из-за чего, по мнению авторов монографии, формирующаяся котловина Ладоги оказалась не заполненной ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями.

Заключительную четвёртую стадию выделяют по целому ряду признаков, указывающих на продолжение тектонической активности в позднеледниковье и голоцене. В частности - по нарушениям в залегании четвертичных обломочных и глинистых отложений, перекосам береговых террас и валов галечников, нарушению палеической ледниковой поверхности с амплитудами до 0,7 м и другими.



#2 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 29 Август 2014 - 12:35

Продолжение

 

ЛАДОЖСКАЯ ИМПАКТНО-ВУЛКАНИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА

Структурно-тектонические построения, выполненные в рамках традиционного взгляда на геологию Ладоги, петрологические модели генезиса толщ, слагающих глубоководную часть Ладожской котловины, их вещественный состав, стратиграфия и строение вулкано-плутонического комплекса в целом не противоречат предлагаемой импактно-вулканической модели, а в некоторых случаях прямо подтверждают её очевидными аномалиями в геологическом строении.

Одной из таких аномалий является «стратиграфический парадокс», о котором сказано выше и который представляет собой классический надвиг - древние породы нижнего горизонта плитного чехла Русской платформы, взброшены и смещены в горизонтальном направлении, в результате чего более молодой горизонт оказался перекрыт более древним. Смещение произошло по кольцу, центр которого находится в глубоководной части Ладоги, в направлении от центра наружу. Средняя величина смещения 6 – 6,5 км (рис. 2).

Серия новейших кольцевых взбросов зафиксирована и в северной части Ладоги вдоль её побережья, также имеющего кольцевую форму (Свириденко, Светов, 2008, стр. 29). Остатки цокольного вала, закартированные автором вдоль западного берега глубоководной части  (Юрковец, 20012), и хорошо выраженный морфологически и гипсометрически восточный склон глубоководной части Ладоги, замыкают эти элементы в единую кольцевую структуру. Вдоль её северо-восточного полукольца, расположенного на границе с породами кристаллического фундамента, наблюдаются выходы пластовых тел трахидолеритов и трахибазальтов, имеющие, как показано ниже, импактную природу.

Сравнение пород редкинского горизонта (нижние слои плитного чехла) с осадочными отложениями «среднего рифея» (глубоководная часть Ладожской котловины) подтверждает наличие надвига совпадением петрографических составов верхней и нижней толщ. Редкинский горизонт в пределах Ладожской котловины представлен песчаниками, алевролитами, аргиллитами, конгломератами, гравелитами. Осадочные отложения «среднего рифея» - песчаниками, алевролитами, пестроцветными аргиллитами, конгломератами, гравелитами (Институт озероведения, 2002, стр. 46). Возраст и тех, и других – верхний протерозой. Вещественный состав в обоих случаях соответствует подстилающим породам кристаллического фундамента, на которых они залегают (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 30, 33). Т.е., это один и тот же слой, нарушенный горизонтальным смещением на границе глубоководной и мелководной частей озера.

Не исключено, что кольцевое перекрытие более молодых пород более древними представляет собой классический слой закратерных выбросов по внешнему периметру Ладожской ИВС. Однако особенности образования Ладожской астроблемы, составляющей импакную часть Ладожской ИВС, не позволяют однозначно ответить на этот вопрос без дополнительного исследования подводной части кольцевой структуры. Особенность, обусловившая, в том числе, и скрытый характер Ладожской импактной структуры, состоит в том, что удар космического тела произошёл в один из максимумов Валдайского оледенения, когда территорию северного Приладожья покрывал ледниковый щит мощностью более 1500 метров (Юрковец, 20012).

Здесь необходимо добавить, что на дне Ладожского озера отсутствуют четвертичные отложения старше верхнеплейстоценового возраста (Субетто, Институт озероведения РАН, 2002)., который, очевидно, и следует считать возрастом котловины Ладоги. Также на дне Ладоги глубже 40 м отсутствуют моренные отложения (Субетто, Институт озероведения РАН, 2002). Сохранность слоя закратерных выбросов на дне глубоководной части Ладоги и отсутствие его на суше объясняется тем, что поздний этап Валдайского оледенения не затронул подводной поверхности «Ладожского прогиба», но в значительной мере перепахал сушу Приладожья. Теоретическая модель существования озёр под мощным слоем льда недавно подтверждена бурением ледникового щита над озером Восток (Антарктида), площадь которого примерно равна площади Ладожского озера (15,50 и 17,87 тысяч кв. км соответственно).

Т.о., импактно-вулканическая модель примиряет между собой все морфологические особенности Ладожской котловины, противоречащие друг другу в рамках традиционных моделей: тектонической (определяющей Ладожскую котловину как грабен), ледникового выпахивания (поперечные желоба-троги, выработанные ледниковой экзарацией) и смешанной (котловина тектонического происхождения, преобразованная воздействием четвертичных ледников). Эти модели представлены выше в работах ВСЕГЕИ, Свириденко и Светова, Института озероведения.

Следствием этих общих сопоставлений является ответ ещё на один вопрос: чем объяснить тот факт, что распространение древнейших средне- и верхнерифейских пород контролируется современным геоморфологическим образованием – Ладожским озером? Очевидно, ничем. Эти хронологические подразделения (средний и верхний рифей) здесь являются излишними. На самом деле они представляют собой часть коптогенного комплекса – аллогенную брекчию, образованную из пород нижнего горизонта плитного чехла Русской платформы. Её смешение с импактным расплавом кристаллических пород Балтийского щита образовали зювиты (коптогенные туфы). Импактный расплав сформировал толщи тагамитов (коптогенных трахибазальтов), а в смеси с щелочной магмой Ладожского вулкана – трахидолериты Валаамского силла.

 

Геологическая карта котловины Ладожского озера Амантова (Институт озероведения РАН, 2002), как более подробная, использована в качестве основы для составления геологической карты Ладожской импактно-вулканической структуры (рис. 2). Основные геологические границы на ней остались на своих местах, изменилась только генетическая трактовка отложений, распространённых в глубоководной части Ладоги и добавлен материал геологических съёмок. Из «Тектонической схемы района Ладожского озера» Амантова (Институт озероведения РАН, 2002) также использована граница максимального залегания кровли кристаллического фундамента, которая оконтуривает центр кальдеры оседания Ладожского вулкана.

 

Geolmap_LIVS.JPG.jpg

 

 

Рис. 2. Карта Ладожской импактно-вулканической структуры

1 ÷ 4 – коптогенный комплекс вехнего плейстоцена: 1 – тагамиты раскристаллизованные (коптогенные трахидолериты), осложнённые и частично метаморфизованные купольными экструзиями сиенитов; 2 – тагамиты слабо раскристаллизованные (коптогенные трахибазальты); 3 - аллогенная брекчия; 4 - коптокластиты (?); 5 – верхний отдел кембрийской системы нерасчленённый: песчаники и алевриты с прослоями глины; 6 – котлинский горизонт валдайской серии верхнего венда, котлинская (василеостровская) свита и гдовские слои: глины аргиллитоподобные, песчаники, алевролиты, миктиты; 7 – редкинский горизонт валдайской серии верхнего венда: песчаники, алевриты, пестроцветные аргиллиты, конгломераты, гравелиты; 8 – нижний рифей: граниты рапакиви, монцониты, анортозиты; 9 – нижний протерозой: граниты, гранодиориты, диориты; 10 – свекокарельский комплекс нижнего протерозоя: метабазиты, амфиболиты, слюдяные сланцы и гнейсы; 11 – архей: гнейсограниты, биотитовые и роговообманковые мигматизированные гнейсы; 12 - внешние элементы кратера: a – граница цокольного вала на дне Ладоги, b – граница цокольного вала на поверхности, с – радиальные разрывные нарушения; 13 – кольцевые структуры: а – ось внутреннего кольцевого поднятия, b – ось внешнего кольцевого поднятия, с – граница кальдеры оседания; 14 – элементы структур: а – центр импактного кратера, b - центр кальдеры оседания, с – изогипса 1500 м кристаллического фундамента.

Примечание. Карта составлена на основе Тектонической схемы м-ба 1:1000000 и Геологической карты м-ба 1:1250000 А.В.Амантова с использованием Государственной Геологической карты Российской Федерации м-ба 1:1000000 лист Р-(35)–37 (Петрозаводск), Карта дочетвертичных образований.

 

 

Ладожская астроблема, составляющая импактную часть Ладожской ИВС очень похожа на хорошо изученную Попигайскую астроблему (Масайтис и др., 1980). Несмотря на гораздо более солидный возраст (около 40 миллионов лет) и значительную эрозию Попигайской астроблемы, основные черты их строения практически полностью совпадают.

Так, в Попигайской астроблеме, как и в Ладожской, отсутствует чётко выраженное центральное поднятие. Так же, как и на Ладоге, в одном из сегментов Попигайской астроблемы наблюдаются выходы на поверхность двух субпараллельных пластовых тел (тагамитов), первое из которых слагает часть внутреннего кольцевого поднятия обеих астроблем. С той лишь разницей, что в Попигайской астроблеме выходы тагамитов закартированы в западной части, а на Ладоге аналогичные по строению пластовые тела залегают на северо-востоке. Тагамиты Попигая и пластовые тела Ладоги выходят на поверхность вблизи выходов кристаллических пород – интенсивно гранитизированных гнейсов верхнеанабарской и хапчанской серий архея в первом случае (Масайтис и др., 1980), и метабазитов свекокарельского комплекса и салминского массива нижнерифейских гранитов во втором (ВСЕГЕИ, 2000).

Так же, как и Попигайская, Ладожская астроблема рассечена по периметру радиальными тектоническими нарушениями, придающими фестончатый вид внешней границе коптогенного комплекса и выходам пластовых тел.

По размерам Ладожская астроблема также примерно равна Попигайской. Диаметр внутренней воронки попигайского кратера равен 75 км, внешней – примерно 100 км (Масайтис и др., 1980). Диаметр внутреннего кольцевого поднятия Ладожской астроблемы по линии о. Коневец – п. Салми примерно равен 70 км. Внешнее кольцевое поднятие имеет размеры около 90 км. Диаметр цокольного вала Ладожской ИВС по этой же линии – около 110 км (рис.2). Размеры обеих структур, определяемые размером космических тел, послуживших причиной их образования, обусловили и сходство их геологического строения.

На этом совпадения не заканчиваются. Как отмечает Масайтис (Масайтис и др., 1980), некоторые исследователи придерживаются первоначальной вулкано-тектонической точки зрения на возникновение Попигайской котловины, к чему приводят свою систему достаточно обоснованных доказательств. Из чего напрашивается очевидный вывод: Попигайская астроблема и Попигайская вулкано-тектоническая кольцевая структура (Поляков, Трухалёв, 1974) также, как и Ладожская ИВС, являются единым сингенетическим образованием – Попигайской импактно-вулканической структурой.

 

Стратиграфические подразделения, получившие в рамках импактно-вулканической модели новую трактовку, представлены ниже. Они входят в состав коптогенного комплекса, распространённого в глубоководной части Ладоги - тагамитами разной степени состава и кристаллизации (коптогенными трахибазальтами и трахидолеритами), зювитами (коптогенными туфами), аллогенной брекчией и коптокластитами.

«Приозёрская свита распространена повсеместно, залегает на архейско-протерозойском фундаменте с резким угловым несогласием и представлена разнозернистыми красноцветными аркозовыми песчаниками с прослоями коричневых аргиллитов, гравелитов и конгломератов. … Мощность свиты в Пашском грабене более 450 м, на восточном побережье Ладоги в районе с. Салми – 60 м, а на западном побережье Ладоги – от 60 до 354 м. (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 30). Очевидно, это – аллогенная брекчия, представленная обломками осадочных отложений нижнего горизонта плитного чехла. В кварце этих песчаников обнаружены диаплектовые изменения, зоны плавления, наличие включений индикатора импактного события - высокобарического минерала муассанита (рис. 16-21, 23-25).

«Залегающая на приозерской салминская свита представлена потоками диабазовых, андезибазальтовых и базальтовых порфиритов, туфами и песчаниками. Песчаники по вещественному составу и структуре сходны с приозёрскими. На восточном берегу Ладоги верхняя часть разреза свиты представлена песчаниками и чёрными аргиллитами с тонкими прослоями карбонатов. Мощность салминской свиты в Пашском грабене 70 м, в районе с. Салми до 460 м; на западном побережье Ладоги салминская свита отсутствует» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 30). Эти слои перекрывают нижний горизонт аллогенной брекчии. Представлены они, судя по описанию, тагамитами (коптогенными диабазовыми, андезибазальтовыми и базальтовыми порфиритами), коптогенными «туфами» – зювитами, и всё теми же обломками осадочных пород плитного чехла. Нельзя только согласиться с отсутствием салминской свиты (вернее, её коптогенного аналога) на западном побережье. Скорее всего, эти слои пока не обнаружены из-за недостаточной изученности Ладожской впадины. По крайней мере, в волноприбойной зоне мыса Владимировский, расположенном на западном побережье, в породах, поднятых при углублении фарватера, образец слабо раскристаллизованного тагамита с включениями импактно переработанного материала пород мишени был найден (рис. 9, 10, 15).

«Пашская свита выделяется только в Пашском грабене, где залегает на салминской свите и представлена грубозернистыми полевошпатово-кварцевыми песчаниками и гравелитами буроватого и розового цвета, содержащими обломки кварцитов. Присутствие туфогенного материала в нижней части пашской свиты позволяет предполагать, что она входит в состав единой среднерифейской вулканогенно-осадочной серии вместе с салминской свитой» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 30). Если содержание туфогенного материала в породе превышает 10 - 15% (в тексте не указано), то его присутствие в пашской свите объединяет её нижние слои с салминскими зювитами. Остальное следует отнести к аллогенной брекчии, образованной из пород редкинского горизонта, представленного «терригенными породами от аргиллитов до конгломератов, количество и соотношение которых в различных частях территории непостоянно» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 33).

 «Приладожская свита, распространённая только на Карельском перешейке, ранее рассматривалась в качестве верхней подсвиты приозёрской свиты; позднее она была обособлена в самостоятельное подразделение и отнесена к верхнему рифею. С наибольшей полнотой свита изучена в районе с. Яблоновка. Здесь она представлена разнозернистыми и мелкозернистыми песками и слабосцементированными сероцветными песчаниками, тёмно-серыми до чёрных аргиллитами и доломитами. На разных уровнях в разрезе свиты наблюдаются прослои редкогалечных конгломератов мощностью до 1 м и более. Микроскопическое изучение приладожских песчаников показывает, что они местами преобразованы в туффизиты, которые представляют собой агрегат, состоящий из резорбированных и оплавленных зёрен кварца, полевого шпата и новообразованных слюд, сцементированных хлорит-серицитовой массой или карбонатом» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 31). Вероятный генезис этой толщи, судя по описанию и положению в разрезе – коптокластитовый. Т.е. породы приладожской свиты представляют собой верхнюю - наиболее тонкую и отсортированную часть взрывной брекчии, которая оседает из облака импактного взрыва в самом конце и располагается поверх более грубообломочных фракций. Об этом же говорит и её южное (относительно кратера) пространственное расположение – вдоль шлейфа выброшенного в атмосферу пепла последующего извержения, показывающее направление сноса тонких фракций движением воздушных масс (Юрковец, 2012).

Что касается туффизитов, то их надёжная диагностика в осадочных комплексах пока не разработана «… в связи с конвергентным сходством их с породами различного генезиса» (Казак и др., 2008). С туффизитами путали тиллиты, тектонические брекчии, образования карстовых воронок и, в том числе, коптогенные брекчии. Резорбированные и оплавленные зёрна кварца и полевого шпата в нашем случае, вероятно, являются следствием воздействия высоких температур, связанного с импактным событием.

 «Нижневендские отложения известны в Западном Приладожье и завершают стратиграфическую колонку Ладожского прогиба. Опорный разрез нижнего венда вскрыт скважинами в районе с. Яблоновка. Здесь на приладожской свите под четвертичными отложениями на глубине от 70 до 145 м вскрыты разнозернистые плохо отсортированные красноцветные и сероцветные песчаники яблоновской свиты, содержащие редкие гальки пород фундамента, кварцитов и песчаников типа приозёрских, а также доломитов, характерных для приладожской свиты. Е.П.Брунс описала эти песчаники как тиллитоподобные. В более поздних работах они рассматриваются как тиллиты и на этом основании отнесены к лапландскому горизонту нижнего венда, для которых характерны ледниковые отложения» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 32). И далее: «Следует отметить, что редкогалечные конгломераты яблоновской свиты полностью идентичны редкогалечным конгломератам подстилающей приладожской свиты. Верхняя часть разреза свиты (около 10 м) представлена гравийными песчаниками (туффитами?), состоящими из зёрен и обломков изменённых изверженных пород основного и ультраосновного состава, сцементированных ожелезнённым хлорит-серицитовым веществом. Среди акцессорных минералов в этих песчаниках М.Т.Орловой установлены пироп, хромшпинелид, диопсид» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 32). Очевидно, всю эту толщу следует отнести к дресвяно-щебенчатой аллогенной брекчии, включая предполагаемые туффиты. Коптогенные «тиллиты» (также, как и «туффизиты» приладожской свиты) по гранулометрическому составу могут быть отнесены к коптокластитам, но на Карте Ладожской астроблемы (рис.2) нижневендские отложения (отдельный блок импактитов в западной части) в целом отнесены к аллогенной (грубообломочной) брекчии. В общем случае аллогенные брекчии подстилают более высокотемпературные зювиты и тагамиты, но могут и переслаиваются с ними, образуя линзы и не выдержанные по простиранию прослои и перекрывать их, образуя покров (Бадюков, 2005). Очевидно, подобное переслаивание наблюдается в толще, отнесённой к нижневендским отложениям.

Вулкано-плутоническая ассоциация в рамках импактно-вулканической модели также распадается на два комплекса, один из которых представлен менее раскристаллизованными коптогенными трахибазальтами (диабазовыми, андезибазальтовыми и базальтовыми порфиритами и их туфами), о которых сказано выше, и коптогенными трахидолеритами, осложнёнными купольными структурами сиенитов, о которых речь пойдёт ниже.

 

Глубина кровли кристаллического фундамента, на котором залегают породы коптогенного комплекса, составляет немногим более 1000 метров (Тектоническая схема, Институт озероведения РАН, 2002, стр. 44), что соответствует суммарной мощности вулканогенно-осадочных образований Ладожского прогиба по данным геологических съёмок (ВСЕГЕИ, 2000). К юго-востоку от центра кратера взрыва фундамент понижается и около границы с плитным чехлом имеет зону максимальных значений глубин, превышающих 1500 метров (рис. 2). Эта зона имеет слегка вытянутую, сужающуюся в юго-восточном направлении форму. Её северо-западная расширенная часть примерно совпадает с центром кальдеры оседания, а сужающийся к юго-востоку апофиз, вероятно, указывает на наклонное (в юго-восточном направлении) положение подводящего магму канала, что соответствует реконструкции импактного события, нарушившего монолитность Балтийского щита (Юрковец, 2011).



#3 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 29 Август 2014 - 12:54

Продолжение

 

Оценить размеры небесного тела, падение которого привело к образованию котловины Ладожского озера, можно с помощью самой котловины, которая, как это видно на Структурно-тектонической схеме (рис. 3), имеет не только явно выраженную пространственную асимметрию, но и структурно-геологическую. Которая (структурно-геологическая ассиметрия) заключается в том, что центр кальдеры оседания не совпадает с центром кратера взрыва (что должно было бы наблюдаться при вертикальном падении), а смещён относительно него на некоторое - весьма существенное – расстояние.

                     

Для грубой оценки смещения границы Ладоги на рис. 4 аппроксимированы эллипсом, позволяющим формализовать простой фигурой структурную неоднородность Ладожской котловины. Очевидно, что нижний фокус в первом приближении является эпицентром глубинной тектоники, т.е. зоной, из которой шло поступление магматического материала верхней мантии на поверхность во время извержения.

 

 

Sructural_Tectonic_Scheme_LIVS__________

 

Рис. 3. Структурно-тектоническая схема Ладожской ИВС

1 –граница между породами плитного чехла (Русская плита) и кристаллического фундамента (Балтийский щит); 2 – граница кратера взрыва; 3 – граница кальдеры оседания; 4 – центр современной тектоники глубоководной части Ладоги; 5 – фокус глубинной тектоники; 6 – направление полёта космического тела; 7 – геометрическа аппроксимация Ладожской котловины.

 

Расстояние между фокусами эллипса составляет около 100 километров. Мощность земной коры в данном регионе - около 40 километров. Следовательно, система трещин, по которым поступала магма, расположена под углом около 20 градусов (тангенс 20 градусов примерно равен 0,4). Вероятно, под этим углом и произошёл удар астероида о Землю.

Эта величина, наряду с размерами кратера взрыва, свойствами пород мишени и космического тела, даёт возможность оценить другие параметры данного события с помощью программы «Earth Impact Effects Program» (Imperial College, 2010). Определённые методом подбора под исходные данные, они получились следующими. При размере космического тела 11 км в поперечнике, скорости падения на Землю 17 километров в секунду (согласно программе - наиболее вероятной), плотности космического тела и мишени 3000 и 2750 кг/куб. м соответственно (табличные, близкие к реальным), угле падения 20˚ будет образован кратер диаметром 87,8 километров и глубиной 1,14 километра. Совпадение расчётных пропорций с наблюдаемыми (Тектоническая схема А.В.Амантова) практически идеальное, что также говорит в пользу предложенной модели.

Ещё  одним  значимым  последствием  падения  является  т.н.  «огненный шар»  («fireball»)  –  вспышка  от  гигантского  взрыва,  вызванного  падением астероида. Её характеристики, как следует из той же программы, таковы:

- видимый радиус шара: 131 километр;

- термальное воздействие: 3,49 х  джоуль/м²;

- продолжительность иррадиации: 29 минут;

- лучистый поток (кратно солнечному): 2000.

Следы от этой вспышки в виде оплавленных поверхностей встречаются в Приладожье на фрагментах самых разных пород. Примеры можно видеть на рис. 4 (пос. Шапки, Тосненский район, Ленинградская область) и рис. 12 (с. Береговое, Приозерский район, Ленинградская область).

 

   Coble_1.pngCoble_2.png

 

Рис. 4. Галька амфиболита с оплавленной (а) поверхностью, b – обратная сторона

 

Импактное событие было настолько мощным, что нарушило монолитность Балтийского щита в месте падения. Это привело к масштабному извержению, разрушившему центральное поднятие и сформировавшему серию экструзивных куполов вдоль северной и северо-восточной частей внутреннего кольцевого поднятии, вдоль выхода пород кристаллического фундамента. Внутреннее кольцевое поднятие (рис. 2), таким образом, является структурой, контролирующей распространение экструзивных куполов, их образование связано с концентрическими разломами, вдоль которых поступала магма из магматического очага. На поверхность купольная система выходит в виде Валаамско-Салминской островной гряды, протянувшейся вдоль всего северного и северо-восточного побережья Ладожского озера (Юрковец, 2012).

 

Новейшие петрологические исследования Валаамского силла подтверждают и в значительной мере детализируют предложенную схему импактного и последующих событий, приведших к формированию купольной системы. Авторами монографии «Валаамский силл габбро-долеритов и геодинамика котловины Ладожского озера» в структуре силла выделены многочисленные купола, в которых монцониты и сиениты занимают центральную часть, к периферии  постепенно переходя в габбро-долериты.

В этой же работе подробно охарактеризованы породы Валаамского силла, состав которых уникален - он варьирует от основного габбро-долерита до субщелочного высококалиевого гранита в пределах одного магматического (как считают авторы) образования. «Ярко выраженной специфической особенностью габбро-долеритов является постоянное, независимое от химического состава, присутствие межгранулярного кварца и кварц-калишпатового гранофира» (Свириденко, Светов, 2008, стр. 40). Выявлены две структурные формы монцонит-кварцевых сиенитов: пятнистые (метасоматического происхождения) и метельчатые, представляющие собой, по мнению авторов, продукт смешения кислой и основной магм (там же).

Образования гранитного состава представлены многочисленными гранитными жилами двух генераций. Ранние – нитевидные, более светлые, прерывистые, широко распространены в нижней части силла. При вариациях от 0,1 до 30 см их средняя мощность составляет 1 см. Более поздние кирпично-красные жилы преобладают. По сравнению с ранними жилами они линейно выдержаны. Длина 8–10 м, а иногда и 20–25 м. Наиболее частые соотношения – ветвистые, коленообразные. Встречаются также небольшие пластовые тела гранофиров, мощностью обычно более 20 см, которые залегают в пятнистых монцонитах (монцонит-кварцевых сиенитах) (стр. 58).  Кроме того, по всему разрезу силла наблюдаются трубчатые тела гранофиров и газовые «фонтанчики» но главная масса их сосредоточена в верхней его части. Трубки обычно ассоциируют с пластовыми гранитами, почти все они имеют монцонитовую корону. Для газовых «фонтанчиков» установлена чёткая связь с зонами монцонитизации. «Это дает основание полагать, что интенсивная дегазация гранитного расплава происходит по зонам метасоматической монцонитизации габбро-долеритов» (стр. 62).«Существуют признаки и более поздней (третьей) генерации гранитных жил. Самым ярким из них является пересечение гранитными жилами пластовых интрузивных тел метельчатых монцонитов, более поздних относительно пятнистых метасоматических монцонитов (Светов, Свириденко, 1995). В Лещевой бухте о. Валаам пластовое тело метельчатых монцонитов, залегающее в купольной структуре пятнистых монцонитов, сечется тремя жилами гранофира, мощностью 2–6 см. Аналогичные соотношения пластовых монцонитов и гранофировых жил наблюдались на о. Мюкериккю» (стр. 60).

Важно отметить, что в сравнении с комагматичными им базальтовыми лавами салминского комплекса, габбро-долериты Валаамского силла имеют повышенные концентрации К2О (стр. 108), т.е. являются более щелочными. Это указывает на внешний - вторичный характер источника К2О в породах Валаамского силла. А также, учитывая неравномерный характер монцонитизации габбро-долеритов и сквозное положение монцонитов (монцонит-кварцевых сиенитов) в вертикальном разрезе силла (стр. 50), на то, что таким источником может быть щелочная магма. Именно в таком расплаве содержание SiO2 равно усреднённой между содержанием SiO2 в габбро-долеритах и гранитах величиной, а концентрация К2О является повышенной. Метельчатые сиениты, слагающие центральные части купольных построек как раз соответствуют этим условиям – как своим структурным положением (центральные части куполов), так и по химическому составу – Таблица 2.

Приведённые выше данные свидетельствует в пользу предлагаемой в данной статье импактно-плутонической модели петрогенезиса пород Валаамского силла, суть которой заключается в смешении в купольных структурах ударного расплава пород мишени с щелочной магмой, поступающей из очага извержения, спровоцированного падением массивного космического тела. Такая модель без противоречий объясняет практически все наблюдаемые аномалии в вещественном составе этого уникального геологического образования, в частности, отмеченный выше купольный характер строения монцонит-сиенитовых структур, которые повсеместно наблюдаются в пластовом теле силла.

«Купольные структуры очень типичны для Валаамского силла, особенно на островах Валаамского архипелага. На о. Валаам нами закартирована синклинальная складка с пологим погружением оси под углом 5–10° в юго-восточном направлении (выделено мной, В.Ю.). Общая структура осложняется рядом мелких купольных структур монцонитизации. С ними связана радиальная трещиноватость, узлы которой приурочены к центрам купольных структур» (стр. 62).«Купольные структуры бывают крупных и мелких размеров, различаясь строением и составом. Диаметр куполов о. Валаам – о. Дивный – о. Келисаари составляет 750, 150, 50–60 м, куполов о. Савватия и о. Зосима – 750 м» (стр. 63).«Острова Кугри, Хейнясенмаа, Куккаролуото представляют перколяционную купольную систему монцонитов в габбро-долеритах с диаметром до 1500 м. Купола характеризуются радиальной вещественной зональностью - от пятнистых и метельчатых монцонитов в центре до феррогаббро-долеритов в краевых частях» (стр. 63).

В приведённых цитатах отражены основные черты строения куполов, которые хорошо вписываются в предложенную импакто-плутоническую модель образования пород Валаамского силла. В частности, отмечено юго-восточное направление погружения складки валаамского купола – в направлении фокуса глубинной тектоники Ладожской ИВС. К сожалению, пока нет полных данных по пространственному положению купольных структур Валаамского силла, поэтому они не отображены на итоговой карте (рис. 2).Как отмечено выше, породы силла рассечены сетью жил лейкогранитов (гранофир-аплитов). «Во всех разновидностях габбро-долеритов наблюдается межгранулярный кварц-калишпатовый микропегматит. Кварц в небольшом количестве присутствует повсеместно» (стр. 87). Отмечается также «постоянно встречающийся межгранулярный кварц-калишпатовый гранофир в габбро-долеритах», который «не вписывается в общую структуру породы» (стр. 108). Таким образом, гранитная составляющая распространена по всему телу силла не только в виде обособленных тел, но и находится в состоянии «межгранулярного сплава» с габбро-долеритами. Этот факт, с учётом отсутствия метасоматических изменений и признаков регионального метаморфизма в габбро-долеритах (стр. 5, стр. 93) позволяет сделать предположение, что кислая и основная составляющие могли быть смешаны в процессе образования импактного расплава.

 

 

Таблица 1. Химический состав пород мишени и Ладожского силла

 


Tabl_1_LIVS.jpg

 

 

 Расплавные импактиты (тагамиты), как правило, образуются за счёт кристаллических изверженных или метаморфических пород и редко встречаются в кратерах, образованных в осадочных толщах (Бадюков, 2005). Кристаллические породы фундамента Ладожской котловины представлены, главным образом, метабазитами, слюдистыми сланцами и гнейсами  свекокарельского комплекса, а также гранитами и габбро-норитами нижнего протерозоя (Институт озероведения РАН, 2002; ВСЕГЕИ, 2000). Химический состав этих пород (данные из – «Геология СССР», т. 37, 1960) практически совпадает со средним химсоставами габбро-долеритов и лейкогранитов Валаамского силла, которые имеются в монографии Свириденко и Светова (Таблица 1).Обращает на себя внимание морфология гранитных образований в массе габбро-долеритов, которая больше похожа на результат взаимодействия двух жидкостей разной плотности при их слиянии друг с другом, чем на внедрение по трещинам жильных тел (рис. 6). При достаточном объёме менее плотный (около 2600 кг/куб. м) кислый расплав выталкивающая сила толщи расплава более плотных (около 3000 кг/куб. м) габбро-долеритов выносит наверх по узким каналам, формируя гладкостенные трубки гранофиров, которые, как отмечено в монографии, как раз и ассоциируют с пластовыми гранитами (стр. 60, 61, 111). Выше он растекается по поверхности, образуя короны при смешивании с габбро-долеритами. Тонкие слойки остывали вместе с габбро-долеритами в единой толще, не образуя собственной отдельности. Их прерывистость (отсутствие сплошности) и извилистые очертания говорят о течении общей массы, в которой они в силу цветового контраста играют роль маркёров движения импактного расплава.  
 

Fig._2_LIVS.JPG.jpg

 

Рис.5. Трубка гранофира (a) в монцонитовой короне (B) и слоёк гранофира ©, пересекающий отдельность в габбро-долеритах.

 

Движения этой жидкой толщи в ходе формирования финального кратера обусловило всё наблюдаемое разнообразие в залегании кислых образований. Различные варианты «нежильного» вида контактов, имеющих причудливые криволинейные формы, приведены в работе Свириденко и Светова (стр. 58 – 61).Как пишут авторы, «Внедрение жил было многоактным. Самые ранние имеют серую, розовато-серую и зеленоватую окраску. … Обычно они представлены нитевидными тонкими, до пунктирных жилками извилистого простирания, не имеющими сплошности и не обнаруживающими системного расположения, сопряженного с какой-либо трещиноватостью или отдельностью (здесь и далее выделено мной, В.Ю.)… Кирпично-красные жилы, более поздние, явно преобладают. .... Система жил также не имеет сопряженности с отдельностью габбро-долеритов. … Кирпично-красные жилки иногда пересекают несколько систем отдельностей (полигональную плитчатую и столбчато-призматическую)» (стр. 57).  Отсутствие связи распространения гранитных жил с отдельностью, которая в магматических породах обусловлена сжатием лав в результате охлаждения, означает, что «внедрение жил» происходило до того, как импактный расплав начал остывать. Т.е. гранитные «жилы» (на самом деле слойки гранитного по составу расплава) и расплав габбро-долеритов образовались одновременно, очевидно, из пород мишени во время импактного события.Затем из разбуженных недр происходило внедрение щелочной магмы в ещё жидкий расплав, о чём говорит характер контактов монцонитов с габбро-долеритами и гранитами Валаамского силла. «Контакты … тел монцонитов как с габбро-долеритами, так и с гранитами достаточно контрастные, но не несут признаков интрузивного внедрения. Отсутствуют какие-либо признаки как эндоконтактовых, так и экзоконтактовых изменений» (стр. 89). Отсутствие контактовых изменений объясняется как единством фаз, так и близостью температур обеих расплавов, остывавших одновременно - без переноса энергии в зоне контакта, как это имело бы место при интрузивном внедрении. В монографии Свириденко и Светова энергетика физико-химических процессов кристаллизации габбро-долеритов Валаамского силла детально разработана, построена и обоснована схема формирования монцонитового купола (стр. 111), в которой нет принципиальных противоречий с импактно-плутонической моделью. 

Радиологический возраст Валаамского силла, «… определенный рубидий-стронциевым методом по породе, в целом составляет 1325+-52 млн лет, что служит основанием для отнесения его к среднему рифею» (ВСЕГЕИ, 2000, стр. 102). Эта датировка противоречит импактно-вулканической модели, согласно которой импактное событие имело место в новейшее время.

Средне-рифейскую дату подтверждают определения возраста габбро-долеритов уран-свинцовым методом по бадделеиту – 1457 ± 2,7 (Ramo, et al, 2001), и базальтов салминской свиты самарий-неодимовым (минеральная изохронна) методом - 1499 ± 68 млн лет (Богданов и др., 2003). Однако все эти данные к возрасту коптогенного комплекса не имеют отношения. Так, в первом случае (рубидий-стронциевый метод) определение по породе в целом даст одни и те же соотношения радиоактивных элементов вне зависимости от того, было импактное событие или нет, поскольку их валовое количество в породе не меняется при ударном плавлении.

Датирование по тугоплавкому бадделеиту (температура плавления 2700°С) также не является корректным при определении возраста силла, поскольку высока вероятность того, что бадделеит в коптогенных габбро-долеритах является наследием пород мишени, из которых они были образованы. Реликты исходного кварца, несущего признаки импактного события (планарные элементы, рис. 15) в миндалинах тагамита были найдены, следовательно, ничто не мешало более стойкому в приповерхностных условиях бадделеиту, имеющему более высокую, чем у кварца температуру плавления, также сохраниться в короткий период импакта в расплаве. Аналогичные претензии имеются и к самарий-неодимовому методу – при определении возраста этим методом не учитывалось несомненное наличие в (коптогенных) базальтах салминской свиты значительного количества неизменной минеральной составляющей из пород мишени.

Задача определения возраста импакта вообще не ставилась при исследовании абсолютного возраста пород, слагающих котловину Ладожского озера, поэтому датировки закономерно получились соответствующими возрасту пород мишени.



#4 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 29 Август 2014 - 13:02

Продолжение

 

ПРОДУКТЫ ИЗВЕРЖЕНИЯ ЛАДОЖСКОГО ВУЛКАНА

 

Самые древние донные отложения Ладоги представлены ледниково-озёрными ленточными глинами и моренами верхнеплейстоценового возраста. Они перекрытыми маломощными голоценовыми песками, глинами и илами (Институт озероведения РАН, 2002). Возраст котловины Ладожского озера, таким образом, совпадает с возрастом валдайской ледниковой толщи. Следовательно, этот же возраст имеют вулканические породы ладожского извержения и коптогенный комплекс Ладожской астроблемы.Объём эруптивного материала, выброшенного в атмосферу в результате извержения Ладожского вулкана, был, учитывая объём образовавшейся кальдеры оседания, колоссальным. В первом приближении его можно считать равном объёму озера - 838 куб. км. Если учесть, что удельный вес пепла более чем в два раза меньше удельного веса исходных пород, то пеплы ладожского извержения должны быть широко распространены на территории Русской равнины. Однако в своём первозданном виде они сохранились только на юге - в отложениях лёссовидных пород с. Костёнки и с. Алексанровка Донская (р. Дуванка) Воронежской области, имеющих единое со слоями пепла эоловое происхождение (Юрковец, 2011), а также в Днепро-Донецком междуречье (Карта четвертичных отложений, лист. 11, 1971).В лёссовидных породах пеплы занимают центральную часть разреза между двумя гумусированными толщами – древними почвами (Лазуков и др., 1981). Такое их положение в разрезе означает, что извержение и, соответственно, падение космического тела произошло в один их пиков Валдайского оледенения, поскольку, согласно общепринятой точке зрения, лёссы и лёссовидные породы образуются в ледниковые эпохи в перигляциальной зоне. В настоящее время эти пеплы хорошо изучены, их возраст – около 40 тысяч лет (Anikovich, at al, 2007). Следовательно, возраст котловины Ладожского озера также примерно равен 40 тысячам лет. Более точная дата, определённая в учётом археологических и палеоклиматических данных – 38,5 тысяч лет (Юрковец, 2012)В приледниковой зоне, где происходили интенсивные процессы выветривания и солифлюкции, распространены аллювиально-делювиальные осадки верхнего плейстоцена. Отложения пеплов здесь неизвестны. Ещё дальше на север идут более древние ледниковые отложения среднего плейстоцена.Таким образом, пеплы сохранились только в лёссах и лёссовидных породах, распространённых в настоящее время только на юге Русской равнины – эолово-делювиальных отложениях Днепро-Донецкого междуречья  и лёссовидных супесей и суглинков бассейна Дона.На рис. 6 представлена карта распространения пеплов. Внутри большого пунктирного контура (№1 условных обозначений) известно около 100 их местонахождений (Карта четвертичных отложений, лист 11, 1971). Максимальной мощности (0,5 и более метров) они достигают внутри малого штрихпунктирного контура (Геология СССР, т. 6, 1949). Распространение пеплов контролируют лёссовидные отложения, их северная граница (№4 условных обозначений) отмечена средней штрихпунктирной линией с двумя точками. Граница распространения лёссовидных пород взята из Карты четвертичных отложений Физико-географического атласа мира (Физико-географический атлас мира, 1964).Севернее показана граница распространения материковых льдов в пик Валдайского оледенения (Гросвальд, 2009). Она показывает, что удар астероида пришёлся в ледниковый щит. Мощность ледникового щита в месте падения космического тела могла составлять более 1500 метров (Гросвальд, 1984). Вероятно, поэтому в окрестностях Ладоги слабо развиты закратерные выбросы. Основную их часть составили обломки ледникового щита, впоследствии растаявшие с наступлением межледниковья. По этой же причине оказался не столь ярко выражен и кольцевой вал кратера – значительная часть энергии ушла на формирование внешней кромки кратера во льдах ледникового щита, что послужило причиной формирования такой своеобразной «криптоимпактной» структуры.

 

Fig._3_LIVS.JPG.jpg

 

Рис.6. Карта распространения пеплов

 

1 – область распространения верхнеплейстоценового вулканического пепла (Карта четвертичных отложений европейской части СССР и прилегающих территорий, лист 11, 1971); 2 – область распространения линз верхнеплейстоценового пепла мощностью более 0,5 м (Геология СССР, т.6, 1949); 3 – южная граница ледового щита в максимум Валдайского оледенения (Гросвальд, 2009); 4 - северная граница распространения лёссовидных пород (Физико-географический атлас мира, 1964).Область материкового оледенения вместе с приледниковой зоной составляют около половины протяжённости шлейфа пеплов Ладожского вулкана. Следовательно, самая значительная часть пеплов ближней и средней зон выпала на льды Вадлайского оледенения и приледниковую зону. Большая часть этих зон приходится на Волжскую речную систему, которая несёт свои осадки в Каспийское море.Сравнение химического состава пеплов с химсоставом метельчатых сиенитов, слагающих центральные части экструзивных куполов (т.е. представляющих собой застывший вблизи поверхности исходный расплав магматического очага), представлены в Таблице 2.Химсостав пеплов опубликован в работах Мелекесцева (Мелекесцев и др., 1984; Мелекесцев и др., 2002) и Холмового (Холмовой, 2008). Весьма представительный материал по химсоставу метельчатых сиенитов, слагающих центральные части купольных экструзий Валаамского силла, имеется в монографии Свириденко и Светова (Свириденко, Светов, 2008). В таблице приведены средние значения химсоставов и пределы их изменчивости.

 

Таблица 2. Химический состав верхнеплейстоценовых пеплов и экструзивных сиенитов Ладожской импактно-вулканической структуры

 

Tabl_2_LIVS.jpg

 

Как видно из представленного в таблице материала, химсостав метельчатых сиенитов практически полностью соответствует трахитовому составу верхнеплейстоценовых пеплов юга Русской равнины, как по средним значениям, так и по пределам его изменений. Некоторые различия по содержанию Al2O3, а также  FeO, MnO, MgO объясняется загрязнением терригенным материалом и выветриванием (Мелекесцев и др., 2002).Пепел, попавший в зону волжского стока, судя по описанию одновозрастных импактному событию отложений, был преобразован ходе выветривания в т.н. «шоколадные глины» нижнехвалынской свиты верхнеплейстоценовых отложений северной части Каспийского бассейна. Нижнехвалынская свита образовалась в ходе максимальной в верхнем плейстоцене трансгрессии Каспия. Её возраст колеблется в пределах 70-40 тысяч лет назад (Бадюкова, 2007). Верхняя планка датирования как раз соответствует возрасту шоколадных глин, расположенных также в верхней части разреза нижнехвалынских отложений.Шоколадные глины имеют палевый, местами зеленовато-серый цвет, что совпадает с описанием пеплов Придонья: в «… разрезах вулканический пепел представлен палево-светло-серым (иногда желтоватым или зеленоватым) несцементированным алевропелитом с небольшой примесью разнозернистого песка» (Мелекесцев, 2002, стр. 35). В пользу вулканического происхождения шоколадных глин свидетельствуют их монтмориллонитовый состав и важное свойство – увеличение объёма при повышении влажности («Основы геологии», Волгоград, 2012). Таким диагностическим свойством (при монтмориллонитовом составе глин) обладает только бентонит, являющийся продуктом диагенетических изменений вулканического пепла в водных бассейнах, главным образом, морских. Это прямо указывает на вулканический генезис шоколадных глин северной части Каспия.

Шоколадные глины залегают в северной части Каспийского бассейна в виде крупных (до 30—40 км и более) линз в унаследованных впадинах ательского рельефа. Мощность линз достигает 18 метров. Характеризуются тонкой слоистостью ленточного типа, связанной с сезонным поступлением материала, вероятно, в перигляциальной обстановке (Геология СССР, т. 46, 1970). Последнее обстоятельство также указывает на одновременность образования пеплов Костёнок и шоколадных глин Каспия.



#5 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 17 Сентябрь 2014 - 19:57

ПРИЗНАКИ ИМПАКТНОГО МЕТАМОРФИЗМА В ПОРОДАХ ЛАДОЖСКОЙ ИМПАКТНО-ВУЛКАНИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ

 

Образцы пород, в которых к настоящему времени обнаружены импактные изменения, были найдены в трёх точках западного побережья Ладоги и одной точке к югу от Ладоги, все - в местах искусственных врезов в рельеф.

Наиболее многочисленными оказались находки в карьерах пос. Шапки и д. Кирсино, где разрабатываются рыхлые отложения камов для нужд строительства. В центральной части карьеров уже срыты десятки метров толщи ледниковых отложений, слагавших когда-то возвышенные участки рельефа. Здесь были обнаружены несколько образцов слабоокатанной гальки кембрийских песчаников (ломоносовская свита) с металлического вида включениями, несущими признаки ударного происхождения – расходящимися от включений радиальными трещинами, прикипевшей дресвой, остатками светлой корки с металлическим блеском с внешней стороны. Некоторые включения морфологически (следами плавления и регмаглиптоподобной структурой поверхности) напоминают микрометеориты (рис. 7).

 

Fig._4_LIVS.JPG.jpghFig._5_LIVS.JPG.jpg

 

Рис. 7. Галька с включением, b – вид сверху.

 

Вещественный состав включений аналогичен составу вмещающего песчаника, на 80% состоящего из кварца. Однако зёрна кварца в них претерпели ряд изменений, имеющих импактную природу - ударное расщепление, диаплектовые изменения, кинк-бэнды (Приложение 2, рис. 22-26). Кварц во включениях сцементирован железистым цементом, соответствующим, по данным микрозондового анализа, мелантериту, в некоторых включениях – пиритом (Приложение 2, 3). Гранулометрический состав зёрен – от тонко-мелкозернистого до крупнозернистого. Мелантеритовый цемент включений мог сформироваться в зоне окисления в условиях вечной мерзлоты из метеоритного железа или его сульфидов.

Находки в карьерах камов к образованию Ладоги не имеют прямого отношения, поскольку связаны с кембрийской толщей, развитой вне пределов кратера взрыва. Но они показывают, что падение основного тела сопровождалось облаком из мелких метеоритов, «ливень» из которого накрыл территорию, значительно превышающую площадь главного импактного события.

Вторая точка - мыс Владимировский, искусственный врез в донные отложения в районе причала (углубление фарватера). В поднятом материале были найдены четыре обломка пород мишени, несущие признаки ударного воздействия. Два из них представлены сланцами с характерными формами конусов сотрясения – наличием плоской вершины (апекса) и расходящегося от неё «хвоста». Один из них представлен на рис. 8. На фото видно, что «хвост» расширяется вдоль плоскостей сланцеватости и сужается поперёк них (рис. 8 а,B).

 

shatter_cone_1.jpghttshatter_cone_2.jpg

 

Рис. 8. Конус сотрясения в сланце.

Очевидно, такие особенности определяются структурой сланца – сланцеватость канализирует распространение энергии ударной волны вдоль плоскостей сланцеватости.

Там же – на мысе Владимировский был отобран образец андезибазальта (рис. 9), по составу аналогичного андезибазальтам салминской свиты. В миндалевидных включениях андезибазальта (рис. 10) были найдены признаки импактного метаморфизма (рис. 15), по которым его можно классифицировать как тагамит (коптогенный андезибазальт).

 

impact_melt_rock_1.jpg

 

Рис. 9. Тагамит. Вид поверхности

 

Impact_melt_rock.jpg

 

Рис.10. Миндалины в тагамите

 

Здесь же был найден неокатанный обломок песчаника (фрагмент аллогенной брекчии) с включением кварцевой гальки размером около 2,5 см (рис. 11).

 

Peble_1.jpg

 

Рис. 11. Фрагмент аллогенной брекчии, представленный песчаником. Мыс Владимировский.

 

Галька прочно «припаяна» к обломку швом из силикатного расплава. В шлифе, сделанном из поперечного среза, внутри шва хорошо видны структуры течения (рис. 20).

Третья точка находится в двух километрах двухстах метрах к северу от с. Берегового, на западном фланге цокольного вала, во врезе дороги в крутой склон насыпного вала. Здесь среди галечного материала найден обломок сланца с неровными краями, очевидно, относящийся к закратерным выбросам. Поверхность обломка покрыта оплавленной охристой коркой, которая хорошо видна на сколе (рис. 12).

 

Sample_009.jpg

 

Рис. 12. Фрагмент оплавленного сланца из закратерных выбросов.

 

Четвёртая точка – примерно в километре от устья Вуоксы, в расчистке, сделанной бульдозером под строительство дома. Здесь среди песчано-гравийной смеси был найден обломок крупной гальки песчаника, аналогичного образцу песчаника с мыса Владимировский (рис. 13).

 

Sample_026.jpg

 

Рис. 13. Фрагмент аллогенной брекчии, представленный песчаником. Устье Вуоксы в Приозерске.

 

Из представленных образцов только конусы сотрясения, два обломка песчаника и образец тагамита отобраны внутри кратера – с внутренней стороны цокольного вала, выходящего на поверхность вдоль западной стороны глубоководной части Ладожского озера. Образец оплавленного сланца – на внешнем склоне цокольного вала. Все включения с железистым цементом найдены за пределами Ладоги, в материале, перемещённом ледником.

По положению в разрезе самыми древними из них являются сланцы, послужившие основным материалом аутигенной брекчии и импактного расплава, выше их залегают песчаники редкинского горизонта, ставшие основным материалом аллогенной брекчии и коптокластитов. Галька кембрийских песчаников с железистыми включениями – самая молодая порода, в которой были обнаружены признаки импактного события. Из этих образцов были изготовлены шлифы, которые исследовались в проходящем свете, с помощью электронно-микроскопического и рентгено-фазового методов анализа (приложения 3 – 5).



#6 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 20 Сентябрь 2014 - 22:08

ПРИЗНАКИ ИМПАКТНОГО МЕТАМОРФИЗМА

 

К основным признакам ударного события относятся наличие конусов сотрясения, диаплектовые изменения (планарные трещины, планарные элементы, изотропизация, ударно-термическое разложение), ударное расщепление, присутствие в породах высокобарических минералов.

В обломке сланца (рис. 12) из пород фундамента обнаружены планарные элементы. Ниже представлены два зерна кварца с планарной трещиноватостью, развитой вдоль планарных элементов (рис. 14).

 

1_10__0_25_5_planar_DF.JPG.jpg

 

1_40__0_65_5_planar_DF.jpg

 

6_3_10__0_25_planar_DF.JPG.jpg

 

6_3_40__0_65_planar_DF.jpg

 

Рис. 14. Шлиф № 1а. Система планарных элементов в сланце.

Всё - плоскополяризованный свет. Ширина поля на фото с рамкой – 0,28 мм, под ними – 0,07 мм. Здесь и далее прямоугольная рамка показывает участок шлифа, представленный на следующем по порядку фото в увеличенном виде.

 

Образец андезибазальта (рис. 9), как можно судить по материалу включений, действительно является тагамитом. Поперёк миндалины, которую можно видеть на рис. 10 (слева внизу), было сделано несколько сечений, из которых были изготовлены шлифы. В шлифах в массе неравномерно раскристаллизованного кварца сохранились реликты пород мишени с признаками ударного воздействия. Одно из оплавленных по краям зёрен кварца показано на рис. 15. В зерне можно видеть две системы планарной трещиноватости и, при большем увеличении, систему планарных элементов.

 

planar_fracture_mandelstone_10_x_0_25.jp

 

planar_fracture_mandelstone.JPG.jpg

 

planar_fracture_mandelstone_0_28_mm.JPG.

 

planar_DF_mandelstone.jpg

 

Рис. 15. Шлиф № 3. Зерно кварца в миндалине тагамита.

Вверху - николи II, второй сверху – Х. Ширина поля 0,9 мм. Ниже оба снимка – плоскополяризованный свет. Ширина поля на третьем сверху снимке – 0,28 мм, нижнем – 0,07 мм.

 

В кварце аллогенной брекчии, представленной песчаниками, наблюдается импактное расщепление, изотропизация, деформационные структуры, планарные элементы. Все эти признаки присутствуют в кварцевой гальке и в разных комбинациях встречаются в зёрнах кварца основной массы песчаника (рис. 16 - 19).

Деформационные структуры (мозаицизм, изгибы зёрен, кинк-бэнды) являются общим явлением для минералов, подвергшихся динамическому давлению. Их присутствие в породах служит необходимым признаком ударного события (Trepmann and Spray, 2004). Деформационные структуры могут также встречаться в минералах пород, подвергшихся высокому статическому давлению, однако их наличие в минералах осадочной толщи плитного чехла Русской платформы неизвестны либо являются редким исключением. Поэтому многочисленные и разнообразные их проявления в кварце всех песчаников, отобранных для исследования, являются, наряду с остальными, дополнительным достаточным признаком импакта. Необходимо также отметить, что планарные элементы в кварце песчаников имеют, как правило, изогнутую форму, «указывающую на постимпактные процессы в ударных породах мишени» (Trepmann and Spray, 2004). При большем увеличении (на более коротких участках шлифа) планарные элементы имеют вполне «классический» вид (рис. 17).

 

planar_DF_1__1.jpg

 

planar_DF_1__2.jpg

 

Рис. 16. Шлиф № 1. Кварцевая галька.

Верхний николи - II, нижний – Х. Ширина поля 0,28 мм. Планарные элементы, изотропизация, мозаицизм.



#7 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 21 Сентябрь 2014 - 00:12

Planar_DF_thinsec_2.JPG.jpgPlanar_DF_thinsec_2a.JPG.jpg

 

Рис. 17. Шлиф № 1. Кварцевая галька.

Плоскополяризованный свет. Ширина поля слева 0,28 мм, справа 0,07 мм. Планарные элементы.

 

3.jpg

 

4.jpg

 

Рис. 18. Шлиф № 1. Зерно кварца в основной массе.

Сверху николи - II, внизу – Х. Ширина поля 0,28 мм. Слева внизу на нижнем снимке – мозаицизм, справа внизу – ударное расщепление, в центре – кинк-бэнды в кварце, справа и слева – диаплектовое стекло.

 

mosaicism_1_1.jpg  mosaicism_2_1.jpg

 

Рис. 19. Шлиф № 1. Зерно кварца.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм. Мозаицизм.

 

Своеобразным цементом между кварцевой галькой и остальной массой песчаника служит импактный силикатный расплав со следами течения, хорошо различимыми под микроскопом (рис. 20).

 

Weld_1.JPG.jpgWeld_2.JPG.jpg

 

Fluid_structure.jpg

 

Рис. 20. Шлиф № 1. Силикатный расплав на границе между кварцевой галькой и основной массой песчаника

Вверху слева – николи II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм. Внизу – плоскопараллельный свет, Ширина поля 0,07 мм.

 

Признаки ударного метаморфизма во втором образце песчаника (шлиф № 2), отобранном в Приозерске вблизи устья Вуоксы, идентичны таковым в первом образце, представленном выше. Ниже приведён фрагмент шлифа № 2, с зерном кварца, сочетающего в себе несколько таких признаков – мозаичное погасание, изотропизацию, планарные элементы (рис. 21).

 
 
 


#8 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 02 Октябрь 2014 - 23:49

Diaplect_1.JPG.jpgDiaplect_2.JPG.jpg

 

Рис. 21. Шлиф № 2. Диаплектовые изменения в кварце.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм. Планарные элементы, мозаицизм, изотропизация.

 

Во включениях в кембрийских песчаниках зёрна кварца подверглись тем же ударным изменениям, что и в песчаниках аллогенной брекчии. В них встречаются ударное расщепление (рис. 22, 23), изотропизация и планарные элементы (рис. 24, 25), кинк-бэнды (рис. 26). Ударное расщепление («impact spallation») сравнительно недавно отнесено к числу импактных признаков. Импактная природа этих характерных структур экспериментально подтверждена  Эрнстсоном и Клаудином  (Ernstson, Claudin, 2011).

 

Impact_spallation.jpg

 

Рис. 22. Шлиф № 4. Зерно кварца.

Плоскополяризованный свет. Ширина поля 0,28 мм. Ударное расщепление. В трещинах и между зёрен – пиритовый цемент.

 

Impact_Spall_1.JPG.jpgImpact_Spall_2.JPG.jpg

 

Рис. 23. Шлиф № 259. Кембрийский кварцевый песчаник.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм. Ударное расщепление в кварце вдоль границы железистого включения (слева).

 

 

Th._section_6_1.JPG.jpgTh._section_6_2.JPG.jpg

 

Рис. 24. Шлиф № 6. Зерно кварца.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм. Мозаицизм, изотропизация.

 

Planar_DF_1.JPG.jpgPlanar_DF_2.JPG.jpg

 

Рис. 25. Шлиф № 11. Зерно кварца.

Плоскополяризованный свет. Ширина поля слева 0,9 мм, справа 0,28 мм. Планарные элементы.



#9 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 07 Октябрь 2014 - 23:38

Diaplectic_features_1.JPG.jpgDiaplectic_features_2.JPG.jpg

 

Рис. 26. Шлиф № 11. Зерно кварца.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм. Кинк-бэнды в кварце.

 

Кроме представленных выше признаков, общей чертой, объединяющей образцы аллогенной брекчии (оба обломка песчаника и оплавленный образец сланца) и образцы включений в кембрийских песчаниках, является наличие в них шоковых структур микроскопического порядка. Их размерность колеблется от 0,05 и менее до 0,3 и более миллиметров. Их образование сопровождается образованием концентрических (рис. 27a), иногда планарных (рис. 27b) трещин, ударным плавлением (рис. 28) в зёрнах минералов мишени. Все подобные микроструктуры обнаружены вблизи поверхности образцов.

 

ShM_1.JPG.jpgShM_2.JPG.jpg

 

Рис. 27. Шлиф № 1. Шоковые микроструктуры в песчанике. Мыс Владимировский.

Плоскополяризованный свет. Ширина поля 0,9 мм.

 

ShM_3.JPG.jpgShM_4.JPG.jpg

 

Рис. 28. Шлиф № 6. Шоковая микроструктура в зерне кварца кембрийского песчаника.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм. Концентрическая трещиноватость, дробление минералов мишени, диаплектовое стекло.

 

Микроструктуры иногда соприкасаются, частично перекрывая друг друга (рис. 29), образуют «микрополя», подвергшиеся «микробомбардировке» (рис. 30, 31).

 

ShM_5.JPG.jpgShM_6.JPG.jpg

 

Рис. 29. Шлиф № 1. Группы микроструктур в песчанике (мыс Владимировский).

Плоскополяризованный свет. Ширина поля 0,9 мм.

 

 

ShM_7.JPG.jpgShM_8.JPG.jpg

 

Рис. 30. Шлиф № 13. Поле дробления минералов мишени в кембрийском песчанике.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,9 мм. В массе раздробленного кварца, сцементированного железистым цементом и стеклом плавления, в заметном количестве присутствует муассанит.



#10 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 08 Октябрь 2014 - 11:51

ShM_9.JPG.jpg ShM_10.JPG.jpg

 

Рис. 31. Шлиф № 2. Поле дробления минералов мишени в песчанике. Приозерск.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм. Два зерна в центре – муассанит.

 

Как правило, в центрах шоковых микроструктур в виде тонкой фракции - менее 0,02 миллиметра (рис. 30, 32, 34), иногда в виде отдельных зёрен от 0,1 до 0,16 миллиметров (рис. 30, 32) присутствует муассанит, отличающийся высоким рельефом, резкой шагреневой поверхностью и перламутровыми цветами интерференции.

 

ShM_11.JPG.jpgShM_12.JPG.jpg

 

Рис. 32. Шлиф № 1. Микроструктура с муассанитом в песчанике. Мыс Владимировский.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм. Тёмные (на левом фото) угловатые зёрна в центре – муассанит.

 

ShM_13.JPG.jpgShM_14.JPG.jpg

 

ShM_15.JPG.jpgShM_16.JPG.jpg

 

Рис. 33. Шлиф № 13. Крупные зерна муассанита в микроструктуре. Кембрийские песчаники.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм.



#11 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 08 Октябрь 2014 - 12:16

Иногда муассанит присутствует в микроструктурах в значительных количествах (рис. 34).

 

Moissanite_5.jpg

 

Рис. 34. Шлиф № 5. Муассанит в шоковой микроструктуре. Кембрийские песчаники.

Николи - Х. Ширина поля 0,28 мм.

 

В единичных случаях муассанит встречается в виде округлых зёрен с резко выраженной шагреневой поверхностью (рис. 35).

 

ShM_17.JPG.jpgShM_18.JPG.jpg

 

Рис. 35. Шлиф № 2. Зерно муассанита в песчанике. Приозерск.

Слева николи - II, справа – Х. Ширина поля 0,28 мм.

 

На рис. 30 и рис. 33 показаны фрагменты микрополя дробления с муассанитом в самой представительной ШМ в шлифе № 13. Она занимает на шлифе участок примерно 3,5х3,5 мм. Этот шлиф анализировался методами микрозондового и рентгено-фазового анализов, которые показали наличие на исследованном участке только двух кристаллических фаз - кварца и муассанита (Приложение 4).

Т.о., высокобарический минерал муассанит, служащий, наряду с диаплектовыми изменениями и деформационными структурами, надёжным признаком импактного события, был найден на Ладоге и её окрестностях во всех точках отбора проб. От деревни Кирсино, находящейся в 30 км к югу от Ладоги до Приозерска в северной части Ладоги. Расстояние между крайними точками составляет 163 км, что говорит о большом масштабе катастрофы даже без учёта предполагаемого импакта в районе Онеги (Юрковец, 2012).



#12 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 08 Октябрь 2014 - 16:11

Приложение 1. Геологическая карта Ладожского озера (атлас «Ладожское озеро»).

 

GeolMap.JPG.jpg

 

Приложение 2. Результаты петрографического анализа железистого включения в кембрийском песчанике.

Песчаник олигомиктовый, тонко-мелкозернистый, зернистый, алевритовый, с поровым открытым, коррозионным, железистым цементом

Песчаник сложен зернами размером от 0,01 до 0,3 мм, но преобладают (около 50%) зерна размером от 0,1 до 0,25 мм (мелкозернистая фракция), в количестве до 20% содержатся зерна размером от 0,01 до 0,025 мм (тонко-зернистая фракция, в незначительном количестве (до 5%) присутствуют зерна от 0,25 до 0,3 мм (среднезернистая фракция). Сортировка средняя. Для песчаников характерно присутствие алевритовой примеси (~25%). Зерна различной степени окатанности, от угловатых, полуокатанных до хорошо окатанных, отмечаются также удлиненные зерна. Большая часть зерен корродированы железистым веществом цемента, что искажает форму и размер зерен (рис. 1).

 

Fig._6_LIVS.JPG.jpg

 

Рис. 1. Коррозия зерен кварца железистым цементом. Николи Х.

 

Текстурные особенности породы выражаются в хорошо проявленной тонкой слоистости, обусловленной чередованием зерен песчаной и алевритовой размерности. Состав обломочной части олигомиктовый (по классификации Шванова В.Н.): кварца ~ 80%, полевые шпаты ~ 5%, обломки пород ~ 15%.

 

Fig._7_LIVS.JPG.jpg

 

Рис. 2. Габитус зерен циркона (Цр) в песчанике. Кв-кварц, Цм-железистый цемент. Николи: а) - II, б) - Х.

 

Зерна кварца интенсивно корродированны, видимый размер колеблется в пределах от 0,01 мм до 0,3 мм. Отдельные зерна регенерированы, ширина регенерационной каемки не более 0,01 мм. Кварц мутный, иногда трещиноват, с облачным погасанием.

Полевые шпаты присутствуют в незначительном количестве, представлены калишпат-пертитом, микроклином, плагиоклазом. Зерна корродированны, видимый размер зерен от 0,05 до 0,15 мм. Они, обычно прозрачные, без продуктов замещения. Нерешетчатый калишпат имеет при одном николе буроватый оттенок из-за пелитизации.

Обломки пород представлены кварцитами и силицитолитами. Зерна также корродированны, видимый размер зерен от 0,03 до 0,20 мм. Обломки кварцитов отличаются равномерно-зернистой, гранобластовой микроструктурой. Обломки силицитолитов кварцевого состава отличаются наличием микрозернистой структуры.

 

 

Fig._8_LIVS.JPG.jpg

 

Рис. 3 (фрагмент 2).

 

Таблица 1

 

Tabl_4_LIVS.jpg

 

Fig._9_LIVS.JPG.jpg

 

Рис. 4 (фрагмент 2).

 

Таблица 2

 

Tabl_4_LIVS.jpg

 

В незначительном количестве присутствует мусковит. Единичные удлиненные чешуйки минерала выделяются яркими цветами интерференциями, погасание прямое.

В заметном количестве присутствует циркон (рис. 2), реже встречаются рутил и эпидот. Следует отметить, что акцессорные минералы распределены неравномерно и приурочены к нескольким алевро-псаммитовым прослоям. Зерна хорошо окатаны, выделяются как удлиненные зерна, так и округлые. Размер зерен до 0,1 мм.

Цемент поровый, открытого типа, коррозионный, железистый. По данным микрозондового анализа (рис. 3, 4; табл. 1, 2) минерал цемента соответствует мелантериту, который «в большом количестве накапливается при окислении сульфидных месторождений в условиях вечной мерзлоты» (Штрюбель, Циммер, 1987).

 

                                                            Заведующий Кафедрой петрографии

                                                            Геолого-Географического факультета ТГУ

                                                            доктор геолого-минералогических наук Чернышов А.И.



#13 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 08 Октябрь 2014 - 16:30

Приложение 3. Результаты микрозондового анализа железистого включения в кембрийском песчанике.

 

По составу образец состоит из тонкозернистого полевошпатокварцевого песчаника с пиритом. Образец представлен желвакообразным выделением, сверху покрытым пленками гидроокислов железа и имеет ярко выраженную зональность. Зона 1 состоит из более массивных выделений пирита. Зона 2 мелкокристаллические выделения пирита и кварца, полевого шпата, монацита, рутила. Зона 3 состоит из более крупных зерен пирита с мелкими зернами кварца. Зона 4 идентична зоне 2. Зона 5 массивные выделения пирита с мелкими зернами кварца.

 

Прилагаются результаты микрозондового анализа и фотографии шлифов.

 

20 августа 2010 г.

Вед. Инженер ЦЛ ВСЕГЕИ Е.Л. Грузова

 

 

ThSecGruzova_1.JPG.jpg

Общий вид

 

ThSecGruzova_2.JPG.jpg

Зона 2

 

ThSecGruzova_3.JPG.jpg

Зона 3

 

ThSecGruzova_4.JPG.jpg

Зона 4

 

ThSecGruzova_5.JPG.jpg

Зона 5



#14 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 08 Октябрь 2014 - 21:42

Приложение 4. Результаты рентгенофазового анализа участка шлифа № 13

 

difractogramme062_1.jpg

 

difractogramme061_1.jpg

 

 

 

Birefringence_interference_colour_range_

Шкала цветов интерференции муассанита в стандартном щлифе



#15 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 04 Февраль 2015 - 13:22

Литература:

 

Бадюков Д.Д., 2005. Метеоритные кратеры на территории России. Сайт ГЕОХИ РАН, http://www.meteorite...aters_full.html.

Вишняцкий Л.Б., 2006. Культурная динамика в середине позднего плейстоцена и переход к верхнему палеолиту. Автореферат диссертации на соискание учёной степени доктора исторических наук. Санкт-Петербург. С. 359.

Газеев В.М., Губанов А.Г., Лексин А.Б., Докучаев А.Я., Исаков С.И., 2011. Плиоцен-четвертичные пеплы на территории Южного Федерального округа (проблемы, парадоксы, идеи)// Вестник Владикавказского научного центра, 2(3):39-47.

Геология СССР. Том 6. Брянская, Орловская, Курская и Тамбовская области. Часть 1. Геологическое описание. Редакторы Дубянский А.А. и Хакман С.А. М.: Государственное издательство геологической литературы, 1949.

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (новая серия). Лист Р-(35)-37 - Петрозаводск. Объяснительная записка. СПб.: Изд-во СПб картфабрики ВСЕГЕИ, 2000. 322 с. + 1 вкл.

Гросвальд М.Г., 2009. Оледенение Русского севера и Северо-Востока в эпоху последнего великого похолодания. «Наука», Москва.

Институт озероведения РАН, ответственный редактор Румянцев В.А., 2002. Атлас «Ладожское озеро». Санкт-Птеребург.

Казак А.П., Копылова Н.Н., Толмачёва Е.В., К.Э. Якобсон К.Э., 2008. Флюидно-эксплозивные образования в осадочных комплексах. ГГУП «Минерал». 42.

Карта четвертичных отложений Европейской части СССР и прилегающих территорий. Лист 11. Масштаб 1:1 500 000. Редактор Краснов И.И. ВСЕГЕИ, 1971.

Лазуков Г.И., Гвоздовер М.Д., Рогинский Я.Я., 1981. Природа и древний человек. М: Издательство "Мысль". 169.

Мелекесцев И.В., Гурбанов А.Г., Кирьянов В.Ю., Черных В.И., Сулержицкий Л.Д., Зарецкая Н.Е. 2002. Вулканические пеплы эксплозивных извержений позднего плейстоцена на территории Восточной и Южной Европы. Катастрофические процессы и их влияние на природную среду. Изд. «Региональная общественная организация ученых по проблемам прикладной геофизики». Москва. 65–86.

Свириденко Л.П., Светов А.П., 2008. Валаамский силл габбро-долеритов и геодинамика котловины Ладожского озера. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 123 с.
ISBN 9785-3274-0335-6.

Физико-географический атлас мира. Четвертичные отложения СССР. ВСЕГЕИ, 1964.

Юрковец В.П., 2011a. Климатические корреляции//Вестник Российской Академии ДНК-генеалогии (ISSN 1942-7484). Raleigh, N.C., Lulu. 2011. Т. 4, № 1. С. 66-80.

Юрковец В.П., 2011b. Ладожская астроблема// Вестник Российской академии ДНК-генеалогии. (ISSN 1942-7484). Raleigh, N.C., Lulu. 2011. Т.4. № 10. С. 1997-2018. Т.4 №12. С. 2263-2281.

Юрковец В.П., 2012. Ладожская импактно-вулканическая структура//Вестник Российской академии ДНК-генеалогии. (ISSN 1942-7484). Raleigh, N.C., Lulu. 2012. Т.5 №8. С. 1059-1085.

Anikovich M.V., M. V. Anikovich, A. A. Sinitsyn, John F. Hoffecker, * Vance T. Holliday, V. V. Popov, S. N. Lisitsyn, Steven L. Forman, G. M. Levkovskaya, G. A. Pospelova, I. E. Kuz’mina, N. D. Burova, Paul Goldberg, Richard I. Macphail, Biagio Giaccio, N. D. Praslov., 2007. Early Upper Paleolithic in Eastern Europe and Implications for the Dispersal of Modern Humans. Science 315, 223.

Trepmann, C. A., Spray, J. G., 2004. Post-Shock Crystal-Plastic processes in quartz from crystalline target rocks of the Charlevoix Impact Structure, Lunar and Planetary Science XXXV.



#16 В.Юрковец

В.Юрковец

    Advanced Member

  • Administrators
  • 1 326 сообщений

Опубликовано 06 Май 2015 - 18:59

Процесс образование астроблемы аналогичен тому, как ведёт себя поверхность воды, когда в неё бросили камень -

 

h_chicxulub_anim_02.gif






0 пользователей читают эту тему

0 пользователей, 0 гостей, 0 скрытых

Copyright © 2019 Академия ДНК-генеалогии. Климатический филиал