Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Общая характеристика природной среды Ижорского плато и соседних территорий - стр. 11
Глава 2. Травертины, как природные маркеры разрывных нарушений - стр. 29
Глава 3. Генетические особенности пресноводных карбонатолитов - стр. 75
Глава 4. Пресноводные карбонатолиты Ижорского плато - стр. 109
Глава 5. Палеогеографическая и палеоэкологическая реконструкция условий формирования пресноводных карбонатолитов Ижорского плато - стр. 162
Заключение - стр. 176
Литература - стр. 179
- Общая характеристика природной среды Ижорского плато и соседних территорий
- Травертины, как природные маркеры разрывных нарушений
- Генетические особенности пресноводных карбонатолитов
- Пресноводные карбонатолиты Ижорского плато
Общая характеристика природной среды Ижорского плато и соседних территорий
Геолого-геоморфологическая характеристика такого объекта, как Ижорское плато, наиболее полно может быть увязана с продолжением его структур или соседними структурами, пространственно или генетически связанными с его локальными особенностями. Поэтому для полного понимания процессов, способствующих или препятствующих такому явлению, как пресноводный карбонатогенез, а также для обобщения природных событий, рассмотрение объекта исследования требуется в контексте окружающих территорий. Территория, занимаемая Ижорским плато, находится на северо-западе Восточно-Европейской (Русской) платформы и располагается в северной части Балтийской моноклизы, в зоне контакта между основными структурными элементами платформы: Балтийским (Фенноскандинавским) кристаллическим щитом и Русской плитой. В строении рассматриваемой территории традиционно выделяются два структурных этажа: нижний -кристаллический фундамент и верхний - осадочный чехол. Кристаллический фундамент Русской платформы представлен сложно дислоцированными и интенсивно метаморфизованными породами архея - раннего протерозоя, прорванными интрузиями различного состава. Осадочный чехол сложен слабо дислоцированными, субгоризонтально залегающими, преимущественно метаосадочными породами рифея и осадочными породами венд-фанерозойского возраста.
Строение осадочного чехла на территории, занимаемом Ижорским плато, во многом напоминает соседние приглинтовые области: плато Пандивере и Волховское плато. Региональные различия заключаются в вариативности мощностей и латерального простирания стратиграфических единиц. Геологические тела, формирующие свиты, как правило, не имеют сплошного вдольглинтового простирания. В основании разреза, на эродированной дорифейской поверхности фундамента залегает осадочный комплекс валдайской и балтийской серии венда (до 300 метров по мощности) (Геология СССР, 1971).
Венд согласно перекрыт глинистыми и алевро-песчаными отложениями нижнего кембрия. В кровле нижнекембрийских «синих» глин (ломоносовская и сиверская свиты) выработана эрозионная поверхность, выше которой залегают отложения люкатинской свиты, характеризующиеся переслаиванием глин и мелкозернистых песчаников. Мощность люкатинской свиты на Ижорском плато вариативна и увеличивается в западном направлении, достигая в Эстонии 75 м. Перекрывающая её тискреская свита сложена кварцевыми косослоистыми песчаниками, с тонкими линзами глин в своей нижней части. Мощность тискреской свиты на Ижорском плато достигает 15 м. В естественных обнажениях эти свиты хорошо представлены в долинах рек Сума и Ломашка.
К востоку от Красного Села, отложения нижнего кембрия перекрыты терригенными образованиями саблинской свиты среднего кембрия (отсутствующей на западе области), представленными, преимущественно, кварцевыми мелко-среднезернистыми песчаниками. С выраженно контрастным несогласием саблинская свита перекрывается отложениями верхнего кембрия, которые на Ижорском плато представлены двумя свитами. На восток - от Дудергофа до устья реки Сясь распространены отложения ладожской свиты, которые преимущественно представлены кварцевыми песчаниками с раковинами беззамковых брахиопод. Ладожская свита с залегает на саблинских песчаниках и расчленяется на нижнюю и верхнюю подсвиты (на Ижорском плато распространена только верхняя). К западу от Дудергофа отложения верхнего кембрия представлены ломашкинской свитой, трансгрессивно залегающей на нижнекембрийских образованиях. Ломашкинская свита сложена кварцевыми песчаниками с битуминозными аргиллитоподобными сланцами, мощностью до двух метров, она установлена только на западном участке Ижорского плато. На эродированной поверхности пород кембрийской системы с несогласием залегают терригенные образования тосненской свиты нижнего ордовика, с обилием раковин беззамковых брахиопод. В верхах красноцветных песчаников тосненской свиты, согласно в большинстве экспозиций, залегают углеродистые аргиллитоподобные сланцы копорской свиты нижнего ордовика. Их мощность наиболее вариативна, среди других стратиграфических подразделений ордовикской части разреза. В плане, область распространения отложений копорской свиты также необычна. Она представляет собой «восьмёркообразное» в плане, пластовое тело, на западе которого фиксируются максимальные мощности - до 6 метров (в районе стратотипа - села Копорье). На восточном окончании глинта (в районе нижнего течения реки Сяси) мощности копорской свиты не превышают одного метра. В центральной части «восьмёрки» - в районе Мги, свита полностью срезана аренигской трансгрессией. В восточной части Ижорского плато (в районе Павловска или Саблино) мощности этой свиты обычно не превышают 10-25 см (Геология СССР, 1971; Геологическая карта..., 2007; Зубцов, 1995).
В кровле копорской свиты фиксируется несогласие, соответствующее новому трансгрессивному этапу. Залегающие выше отложения леэтсеской свиты представляют собой небольшие по мощности (30 - 40 см) глинистые, с обилием зёрен глауконита, с карбонатными стяжениями, кварцевые песчаники. Эти отложения лежат в основании мощной (до 150 м) карбонатной толщи, начинающейся глауконитовыми пакстоунами, вакстоунами и грейнстоунами, со значительной долей терригенной, в том числе глинистой примеси. Нижняя часть названной толщи (до 6 м), именуемая волховской свитой, состоит из множества интервалов, представляющих элементарные прослои, сформированные в условиях приливной и штормовой аккумуляции. Выше волховской свиты залегают известняки обуховской, медниковской, вийвиконнаской, грязновской, шундоровской, хревицкой, елизаветинской, врудской и изварской свит. Количество терригенной составляющей этой карбонатной толщи уменьшается вверх по разрезу, при некотором увеличении доломитизации в этом же направлении (Геология СССР, 1971; Зубцов, 1995; Дронов, 1999).
В приглинтовой полосе Ижорского плато верхи ордовикской карбонатной толщи обычно ограничены обуховской свитой, южнее линии глинта последовательно обнажаются более молодые отложения ордовика. Область распространения пород девонской системы имеет на Ижорском плато весьма изрезанную северную границу. Обычно это объясняется более слабыми механическими свойствами девонских пород, которые в своей нижней части здесь представлены мергелями наровской свиты и перекрывающих её с несогласием песчаниками арукюлаской свиты среднего девона. Наиболее северным участком распространения пород девонской системы на Ижорском плато является участок между Дудергофом и Павловском. В пределах Лужско-Оредежской равнины арукюлаская свита перекрыта мощными терригенными красноцветами оредежской свиты среднего девона. Особый интерес представляет то обстоятельство, что в некоторых экспозициях наблюдается угловое несогласие между кровлей ордовика и подошвой девона (Геология СССР, 1971; Яковлев, 1926; Кузнецов, 1968).
Травертины, как природные маркеры разрывных нарушений
Карельские геологи А.П. Светов и Л.П. Свириденко рассматривали структуру тектоно-магматического каркаса (ТМК) Балтийского щита, как унаследованную в рамках концепции автоволновой нелинейной геодинамики. Геоструктуры Карельского и Свекофеннского геоблоков они интерпретировали как саморазвивающиеся системы литосферы. «Естественная неравномерность размещения горных масс на поверхности и в недрах литосферы явилась причиной постоянно действующей гравитационной неустойчивости щита и, как следствие - основой ее напряженного состояния, видоизменений кинематики и общей энергоструктуры. Наиболее радикальные и эффективные перестройки волнового поля региональных напряжений происходили вслед за завершением тектоно-магматических циклов и с началом деструкции новообразованной коры» (Светов, Свириденко, 2007).
Сегодняшнее состояние литосферы отвечает активной фазе альпийской тектоно-магматической эпохи. Напряжённое состояние таких древних структур, какими являются кристаллические щиты, выражается в новейшем разломообразовании, оживлении древних дизъюнктивов и в транспорте глубинного вещества по этим разрывным структурам.
Внимание геологической общественности достаточно давно приковано к Центрально-Европейской рифтовой системе, известной такими структурами растяжения, как например, Рейнские грабены или грабены Осло и Веттерн. Эта система начала развиваться в неогене и её формирование ещё не закончилось, что отмечается ежегодным мониторингом. К эмбриональным рифтовым системам, начало формирования которых началось в последние несколько сотен тысяч лет, относят также Восточно-Балтийскую, состоящую из рифтов тройного сочленения - Ботнического, Финского и Готландского (Сим, 1996). Сейчас известно о многих сотнях сейсмических событий, происходивших в акватории Балтики и её обрамления, начиная со средневековья (из письменных источников) и из материалов по изучению сейсмодислокаций. К Готландекому отрезку этой системы приурочено, например, известное землетрясение в окрестностях Калининграда 21-22 сентября 2004 года, а к Финскому - регулярные сейсмические события в Эстонии. Так, например, 1976 году в Эстонии произошло землетрясение в районе острова Осмуссаар в Финском заливе, магнитуда толчков составила 4,7 (Никонов, Сильдвээ, 1988).
Деформации и сейсмические события, связанные с постледниковой релаксацией территории давно изучаются на территории Финляндии. Наряду с вертикальным поднятием, фиксирующимся со скоростями до 11 мм в год, отмечаются горизонтальные подвижки - до 2 мм в год, из которых, не менее 1 мм, по мнению исследователей, занимает тектоническая составляющая. Так же, как и на всём северо-западе Европы, здесь отмечается региональное сжатие в направлении СЗ - ЮВ. (Ojala, Kuivamaki, Vuorela; 2004). Вероятно, можно говорить о цикличном характере смены обстановок растяжения и сжатия на платформах, а также, о некоторой унаследованности разрывных структур. Это относится как к системе планетарной трещиноватости, так и к локальным дизъюнктивам. Разрывные нарушения Ижорского плато на последнем, четвертичном этапе истории, кроме деформирующей функции плейстоценовых ледниковых покровов, могли формироваться в результате сдвиговых процессов, осложнённых сбросами, взбросами и надвигами. Однако их вклад до сих пор является предметом дискуссий.
Рисунок пликативных дислокаций восточной части Ижорского плато, в совокупности с постледниковыми разрывными нарушениями плитного комплекса также может свидетельствовать о проявлении сдвиговой тектоники. Возможным примером эшелонированных лежачих складок, формирующихся на фронте сдвиговых структур являются особенности строения Кирхгофской возвышенности и территории между г. Павловск и пос. Фёдоровское (Тосненского р-на). Складки здесь нередко отпрепарированы в рельефе, что оголяет породы палеозоя на значительных пространствах и позволяет охарактеризовать весь парагенезис нарушений. Молодые деформации наблюдаются во многих вариантах четвертичных отложений, включая ледниковые. Известны, например, деформации флювиогляциальных отложений на территории между г. Павловск и пос. Коммунар, в карьере около дер. Бор (Гатчинский район), а также, в собственно голоценовых отложениях, например, в травертинах Пудости.
На рубеже плейстоцен - голоцен на северо-западе Русской платформы, включая территорию Балтийского щита, в зонах разрывных нарушений началось интенсивное пресноводное карбонатонакопление, которое медленно ослабевало в течение второй половины голоцена. Это явление можно связать с гляциоизостатическими движениями, реставрировавшими древние дизъюнктивы, а также, с системой сдвиговых деформаций, охвативших северо-запад Европы в это же время. Из разрывных структур Балтийской куэсты, по-видимому, наиболее энергично проявились в раннем голоцене нарушения северо-западного простирания, так как именно к ним относятся наиболее контрастные формы рельефа, а также как это выявили наши исследования, залежи пресноводных карбонатолитов. В настоящее время слабая флюидно-эманационная разгрузка отмечается по трассам разрывных нарушений как на Ижорском плато, так и в донных осадках Финского залива. При повсеместной распространённости трещиноватости коренных пород, проявления пресноводного травертинообразования носят локальный характер. Изучение топологии генерации травертинов Ижорского плато позволило нам выделить закономерности тектонического рисунка и выделить специфические зоны травертиногенеза, являющихся маркерами разрывных структур. В свою очередь, разностороннее проведение исследований зон генерации пресноводной извести (их географии, генетической приуроченности, литологических разновидностей, установление геологического возраста) позволяет, в конечном счёте, выйти на время формирования структурных дислокаций. Как это отмечалось выше, для Ижорского, Североэстонского и, в меньшей степени, Волховского плато характерна система эшелонированных поверхностных малоамплитудных складок, которые могут являться надёжными диагностическими признаками сдвиговых деформаций. Они закономерно ориентированы, образуя при этом структурные группы в виде кулис, с изогнутыми в плане шарнирами (Рис. 7).
Генетические особенности пресноводных карбонатолитов
Химический состав большинства литотипов пресноводных карбонатолитов довольно однороден. Собственно травертины обнаруживают в своём составе почти исключительно СаСОз, достигающий в объёмном процентном отношении величин порядка 99,99%. Среди часто встречающихся примесей обычны: MgC03, CaMg(C03)2, МпСОз, FeC03, Fe203 и Са5(Р04)з(Р, О, ОН), а также сильно варьирующая в количественном отношении примесь Si02 (обычно, это кварц, иногда - эпигенетический халцедон). В телах карбонатолитов четвертичного возраста нередки остатки органического вещества, представленного торфом, сапропелитами, нелитифицированной древесиной, хитиновыми покровами насекомых и т.д. Таким образом, концентрация органогенного углерода может быть весьма различной (Систематика и классификация.., 1998).
Состав элементов с небольшой атомной массой в природных средах всегда варьирует, поскольку их изотопы фракционируются в процессе физических, химических и биологических процессов. К группе таких элементов, отличающихся значительными природными вариациями в изотопном составе, относятся кислород и углерод. Будучи одними из наиболее распространённых на Земле, они тесно связаны с процессами, происходящими в биосфере, гидросфере и литосфере. Изучение их фракционирования дает необходимую информацию о средах прошлого, в частности о климате.
Равновесное фракционирование тяжелого изотопа кислорода ( О) в карбонатных скелетах беспозвоночных в зависимости от температуры морских вод, в которых они обитали, впервые установил Г.К. Юри (Urey, 1948). В дальнейшем на основании этих представлений был разработан изотопно-кислородный метод измерения температуры осаждения скелетного карбоната кальция. Впоследствии этот метод был расширен для изучения других осадочных пород. Успешно он применяется и для диагностики седиментологической среды, где формируются или формировались пресноводные карбонатолиты.
Изотопный состав кислорода и углерода традиционно выражается с помощью величины 5 - «дельта», отражающей относительное содержание более тяжелого изотопа данного элемента в образце. Величины относительной плотности О и С характеризуют разность отношений тяжелого и легкого изотопов в образце и в стандарте; они измеряются в промилле: 180 = ((180/1бО) образца - (180/1бО) стандарта) / (180/1бО) стандарта х 1000 13С = ((13С/12С) образца - (13С/12С) стандарта) / (13С/12С) стандарта х 1000 Известно, что углерод имеет два стабильных изотопа: С, на долю которого приходится 98,89 % от всего углерода, и 13С (1,11 %), а кислород - три: 1бО (99,63 %), 170 (0,0375 %) и 180 (0,1995 %). В качестве стандарта принимается углерод из ростров головоногого моллюска Belemnitella americana (Mort.) из верхнемеловой формации Pee Dee в Южной Каролине (США), обозначается как PDB, а в последнее время используют Венский вторичный стандарт, обозначаемый как V-PDB. В этом стандарте соотношение 13С/12С = 0,01125, где величина 513С (PDB) принимается за «0» (Захаров, Смышляева, 2006; Юдович, Кетрис, 2011).
Разнообразные пути природного геохимического круговорота углерода приводят к его фракционированию. Начальной фазой этого круговорота традиционно считается выделение СОг из мантии в процессе магматизма, а также при метаморфическом преобразовании карбонатных пород. При поступлении С02 во внешние оболочки происходит его распределение между атмосферой и гидросферой. В океане происходит взаимодействие СОг с ионами Са и Mg, в результате которого формируются известняки и доломиты преимущественно биогенного происхождения. Значительная часть СОг в атмосфере и в эвфотической зоне гидросферы (включая континентальные водоёмы) ассимилируется фотоавтотрофами. В современной биосфере подавляющая часть биомассы (около 99,95%) после гибели растений и животных окисляется с образованием СОг, диффундирующим в атмосферу, лишь небольшая доля (около 0,05%) фоссилизируется в осадках в составе органического вещества. Таким образом, необратимые потери органогенного углерода для обозначенного круговорота невелики, если, конечно, не учитывать глобальные аноксические события в прошлом планеты. Пути природного фракционирования чрезвычайно многообразны и источников углерода в седиментологической среде может быть довольно много: помимо растворённого в воде углекислоты (в виде НС03") из горных пород карбонатного состава, это СО2, СО, 0 и другие углеводороды, а также собственно органическое вещество (Юдович, Кетрис, 2011). Среди естественных источников СОг в атмосфере заметно преобладает эффузивный магматизм, окисление органического вещества в воздухе, в том числе путём горения, а также дыхание аэробов. Кроме того, С02 производится анаэробными микроорганизмами в результате процессов брожения, т.е. процессов ферментативного разложения органики. Не говоря уже о многочисленных антропогенных источниках. Однако первые два фактора количественно преобладают. Природный углеродный цикл во многом регулируется автотрофными организмами, прежде всего - фотосинтетиками. Образующийся при фотосинтезе вторичный продукт - молекулярный кислород используется аэробами при дыхании, а также при других окислительных процессах, в том числе абиогенных (Одум, 1986). Природные источники углерода всегда находятся в некотором равновесии с процессами, извлекающими соединения углерода из атмосферы. Значительная часть СОг, помимо участия в фотосинтезе, растворяется в водах гидросферы, где переходит в нерастворимые карбонатные соединения. Таким образом, в течение всего периода осадочного карбонатонакопления на планете, некоторая часть углерода оказывается надолго исключённой из природных циклов.
Пресноводные карбонатолиты Ижорского плато
Небольшие по мощности прослои торфа обнаружены только в северо-западной периферической части залежи, где генерация пресноводной извести некоторое время продолжалась после исчезновения Пудостского палеоводоёма. Родники в изобилии присутствуют в верховьях современной Ижоры, но нигде в них не отмечено современного травертинообразования. В настоящее время для объяснения природы соответствующих изотопных дисперсий как правило привлекается модель пассивного смешения вещества биогенного и абиогенного происхождения. На основании именно такой модели чаще всего и трактуются соответствующие изотопные эффекты и даже осуществляются расчеты пропорций между "смешивающимися" субстанциями гипотетических источников углерода. 5 С эндогенного (мантийного) С02, около -5%о (Юдович, Кетрис, 2011). Исходные значения 5 С в ордовикских карбонатных породах Балтийской куэсты близки к средним значениям морских известняков, в интервале волховского -кукрузеского горизонтов, участвующих в строении района Пудости, они колеблются от -1 %о V-PDB до 1,5 %о V-PDB (Martma, 2005; 2006). Участие в изотопном фракционировании углерода из существенно различных источников, таких, как глубинные водно-газовые смеси, коренные породы, биота, населяющая субаквальную среду, и, наконец, атмосферный СОг, приводит к тому результату, который мы наблюдаем во вторичных карбонатолитах Ижорского плато. При гидрогенно-инфильтрационной минерализации и участии в этом процессе автотрофов изотопное фракционирование углерода может достигать столь значительных масштабов, что по этому показателю вторичные карбонаты могут сравниться с веществом собственно биогенного происхождения (Юдович, Кетрис, 2011). Характер полученных кривых по 513С V-PDB и 5180 V-PDB соответствует климатическому тренду первой половины голоцена и, тем самым, подтверждает ранее полученные Th/U-даты формирования травертинов Пудостской залежи (Рис. 37).
Стратиграфическая колонка Пудостской травертиновой залежи и графическое изображение её изотопного состава. Травертины подстилаются плейстоценовыми флювиогляциальными отложениями, перекрывающими коренные ордовикские известняки. Вертикальные линии отражают парные точки изотопных данных по 8 О и 8 С. Величины погрешностей вычислены на основе стандартных отклонений в каждой изотопной паре из четырёх различных проб отбора. В правой части колонки показаны ранее опубликованные датировки, полученные Th/U (уран-ториевым) методом неравновесной (радиоизотопной) геохронологии (Бейкер, Никитин, 2013; Baker, Lachniet, and Nikitin, 2013; с изменениями).
В процессе бурения на территории «Пудостских ломок» выяснилось, что преобладающие мощности травертиновой залежи варьируют от 2,5 до 3,5 метров. Подошва тела травертинов имеет довольно сложную геометрию, связанную, в том числе и с тем, что подстилающие породы представляют собой флювиогляциальные отложения, представленные галечниками и валунниками, их мощность также переменная и колеблется в пределах 3-5 метров. Флювиогляциальные отложения фиксируются и на дневной поверхности, например на северо-западной окраине дер. Репузи (историческая часть Пудости) или обнажены в неглубоких карьерах, как, например, на северо-восточной окраине дер. Ивановка, на южном склоне долины р. Ижоры. Они, в свою очередь, подстилаются деформированными доломитизированными известняками ухакуского и кукрузеского горизонтов верхнего ордовика.
Состав флювиогляциальных отложений типичен для севера Ижорского плато: преобладают гальки и валуны ордовикских известняков, а также кристаллических пород Фенноскандии. Проведению буровых работ предшествовала геофизическая разведка, выполненная с целью изучения рельефа подошвы Пудостской травертиновой залежи совместно с сотрудниками Горного Университета: профессором В.В. Глазуновым и ассистентом И. Исмагиловым в июне 2012 года.
Результаты разведки не дали достоверного результата по мощностям травертинов ввиду поглощения сигналов георадара травертинами. Водонасыщенность травертинов оказалась довольно высокой, кроме того, она возрастает с глубиной. Верхняя часть толщи флювиогляциала функционирует, как водоносный горизонт, к нему приурочены многочисленные родники, например, вблизи моста через Ижору, на южной окраине деревни Покизен-Пурская.
По нашему мнению, Пудостскую депрессию следует интерпретировать как часть транстенсионной структуры, так как морфология правого склона долины сегодняшней верхней Ижоры контролируется продольными сбросами, хорошо выраженными в рельефе. То, что эти ступени не являются террасами, а именно сбросами, выяснилось при закладке серии шурфов при поперечном профилировании долины. Возможно, формирование залежи завершилось ещё до окончания активной фазы неотектонических процессов, так как слои травертинов деформированы на всём протяжении их распространения. В свежих выработках отчётливо наблюдается падение обнажённой толщи («10) в направлении осевой части долины р. Ижоры. При этом выявленное падение не является результатом оползневых явлений (Никитин, Медведева, 2011). Участок «Глядино - Забородье» (5) выделяется среди многих на Ижорском плато тем, что здесь доныне наблюдается активный травертиногенез. В истоках реки Шингарки, начинающейся группой родников в деревнях Глядино, Большое и Малое Забородье, на разных участках нескольких ручьёв обнажаются раннеголоценовые залежи травертинов. В ручьевых руслах, практически на всей, доступной для инсоляции поверхности, образуются современные травертины. Особенно энергично сезонные биоморфные карбонатные корки формируются в ручьях Ривкузи и Фабричном. В ручье Егузи в настоящий момент травертинообразования не происходит, вероятно, потому, что его воды загрязнены стоками из деревни Глядино. По всей видимости, специфические автотрофные сообщества, генерирующие травертины, очень уязвимы. В руслах названных ручьёв обнажены древние травертины, вероятно, близкие по возрасту к антелевским и антропшинским. Толща этих древних травертинов обнажена на правом берегу ручья Ривкузи, достигая 3 метров видимой мощности. Ещё около 3 метров обнажено под водами искусственной выработки, ныне затопленной. Совокупная мощность может достигать 7-8 метров, но вряд ли более, так как в 10 метрах от старых выработок на дневной поверхности обнажены, подстилающие травертины, моренные суглинки. Четвертичные отложения, в свою очередь, подстилаются карбонатными отложениями ордовика (в своей верхней части -ласнамягиского горизонта).