назад

Краткий геологический очерк Импилахтинского полигона и его обрамления


Положение в региональной структуре
Положение раннедокембрийских образований полигона в общей и региональной стратиграфических шкалах
Гранито-гнейсовые окаймленные купола
Стратифицированные образования
Магматические комплексы
Тектоника и последовательность структурных деформаций
Метаморфизм и метасоматоз
Литература


Положение в региональной структуре

Импилахтинский учебный полигон находится на северо-восточном побережье Ладожского озера (Республика Карелия) в южной части Балтийского кристаллического щита. Главной особенностью регионального структурного положения Северного Приладожья заключается в его приуроченности к зоне сочленения эпиархейского Карельского кратона (массива) с раннепротерозойским Свекофеннским складчатым поясом. Сама зона сочленения протяженностью не менее 1000 км и шириной до 80-100 км называется в современной литературе Раахе - Ладожской [1].

Геологическими и геофизическими исследованиями Раахе - Ладожская зона хорошо прослеживается в северо-западном направлении из района Северного Приладожья через Финляндию в Северную Швецию. В юго-восточном направлении она скрывается под образованиями Ладожского грабена и осадочным чехлом Русской плиты

Территория Импилахтинского учебного полигона полностью находится в пределах Раахе - Ладожской зоны. Здесь наблюдается тектоническое совмещение двух сложно построенных комплексов: гетерогенного полизонального раннепротерозойского  метаморфического комплекса, для которого известен архейский фундамент в виде выступов и фрагментов гранито- гнейсов тоналит-трондьемит-гранодиоритового состава (ТТГ) и собственно свекофеннского высокотемпературного метаморфического комплекса, для которого характерно возрастание метаморфизма до гранулитовой фации, и для которого не известен архейский фундамент. Свекофеннская складчатая орогеническая провинция развивалась в период 1930-1800 млн лет в процессе аккреционного роста коры и впоследствии коллизии островных дуг и континентальной окраины Карельского кратона [1].

Доказано надвигание глубокометаморфизованных пород свекофеннской плиты на образования краевой части Карельского кратона. В целом, Раахе - Ладожская зона представляет собой гетерогенную длительно развивающуюся взбросо-надвиговую структуру, стабилизация которой произошла в период 1800-1780 млн лет [2].


Положение раннедокембрийских образований полигона в общей и региональной стратиграфических шкалах

На основе решений последних Междуведомственных Стратиграфических Совещаний (г. Уфа, 1990 и г. Апатиты, 2002), утвержденных Междуведомственным Стратиграфическим Комитетом (МСК) разработаны общая стратиграфическая шкала докембрия России и региональная стратиграфическая схема для докембрия Карело-Кольского региона [5]. Раннедокембрийские образования относятся к архею (саамий и лопий) и нижнему протерозою (карелий). Саамий региональной схемы выделен в ранге надгоризонта нижнеархейского эона. Верхнеархейский лопийский стратон региональной схемы разделен на три надгоризонта - нижний, средний и верхний.

В Карело-Кольском регионе саамий и нижний лопий представлены только плутоническими породами и их метаморфизованными аналогами. Метаморфизованные осадочно-вулканогненные образования среднего лопия в региональной стратиграфической схеме, принятой для легенды, выделены в хаутоварский, а верхнего лопия - в гимольский надгоризонты. Опорным разрезом хаутоварского надгоризонта является разрез Хаутоварской структуры, изотопный возраст пород которой укладывается в интервал времени 2800-3000 млн лет. Последнее значение отвечает нижней границе среднего лопия. Гимольский надгоризонт объединяет серии пород, возраст которых не древнее 2800 млн лет. По международной шкале нижний и средний лопий соответствуют мезоархею, а верхний лопий - неоархею.

На территории Импилахтинского учебного полигона лопийские стратифицированные образования отсутствуют, ближайшие их выходы наблюдаются к северу от него в 45 км от пос. Импилахти в районе Ялонвары (Ялонварский зеленокаменный пояс) и в 110км к северо-востоку в районе д. Хаутовара (Хаутоварский зеленокаменный пояс).

Отложения карелия (нижний протерозой) слагают относительно простые синклинали, часто усложненные складками более высоких порядков, мульдообразные прогибы и линейные приразломные синклинальные структуры. Породы архея выступают как фундамент по отношению к нижнепротерозойским образованиям. В соответствии с общей шкалой докембрия России карельская эонотема подразделена на нижнекарельскую и верхнекарельскую эратемы. В региональной стратиграфической схеме Карело-Кольского региона карелий подразделен на надгоризонты (сумий, сариолий, ятулий, людиковий, калевий и вепсий) продолжительностью до 200 млн лет.

В стратиграфической схеме породы нижнего карелия сумийского надгоризонта представлены преимущественно метавулканитами и геохронологически наиболее изучены среди образований карелид с верхней границей отвечающей рубежу 2400 млн лет. Породы сариолийского горизонта развиты значительно шире и известны в разрезах почти всех прогибов.

Разрезы ятулийского надгоризонта, завершающего нижний карелий, имеют переменную мощность, наблюдаются значительные фациальные изменения по латерали. Нижняя граница стратона проводится по древней коре химического выветривания, которая прослеживается в основании разрезов ятулия на всех подстилающих породах. Верхняя граница фиксируется контактом розовых доломитов и перекрывающих их темно-серых алевролитов и вулканитов людиковия (низы вернего карелия). Общепризнано ведущее значение ятулийского горизонта в качестве репера для проведения региональных и межрегиональных корреляций. Своеобразие ятулия  определяется наличием древних кор химического выветривания, широким развитием мономиктовых кварцитов и кварцевых конгломератов в сочетании с высококалиевыми пелитами, наличием разнообразных строматолитов в верхней части разреза, выявленным аномально тяжелым составом карбонатного углерода.

Характерным отличием разрезов людиковийского надгоризонта (в Северном Приладожье - сортавальская серия) является повышенное содержание в метапелитах углеродистого вещества и присутствие среди вулканитов магнезиальных базальтов и (или) пикритов, а также в некоторых случаях трахибазальтов. Породы калевийского надгоризонта широко представлены на территории полигона образованиями ладожской серии. Аналогичные породы известны в разрезах свекофеннид Финляндии и Швеции. Вепсий представлен интрузивными образованиями Карельского перешейка. По Международной шкале карелий соответствует палеопротерозою.

Стратифицированные породы акватории Ладожского озера относятся к среднему, верхнему рифею и венду (мезо- и неопротерозой Международной шкалы).

Ледниковый комплекс квартера Северного Приладожья представлен моренами, флювиогляциальными и ледниково-озерными отложениями верхнего неоплейстоцена [5].


Гранито-гнейсовые окаймленные купола

Самой характерной чертой геологического строения Импилахтинского учебного полигона является то, что здесь наблюдаются многочисленные выходы пород архейского фундамента в виде окаймленных гранито-гнейсовых куполов. Этот тип структур был впервые выделен П. Эскола [3], связавшим их формирование с явлениями диапиризма в ходе реоморфизма гранитоидов фундамента. Каждый гранито-гнейсовый купол окаймлен и отделен от своих соседей синклинальными структурами (отсюда и название), заполненными раннепротерозойскими метаморфизованными вулканогенными и осадочными  породами.

Окаймленные гранито-гнейсовые купола образуют широкий пояс, который расположен субпараллельно к юго-западному краю Карельского кратона. Современные изотопные данные [4] показывают, что, по-видимому, они являются тектоническими отторженцами пород архейского фундамента в местах резкого изменения ориентировки окраины эпиархейского континента, т. е. своеобразными олистолитами. Начало их формирования, вероятно, связано с процессами людиковийского рифтинга с горизонтальным перемещением на расстояния не менее чем в десятки км. В дальнейшем, в период свекофеннской коллизии тектонические глыбы пород фундамента подверглись структурной переработке и гранитизации с частичным анатексисом.

Состав гранито-гнейсов весьма разнообразен: они представлены полосчатыми плагиогнейсами и плагиомигматитами, переходящими в микроклин-плагиоклазовые, плагиоклаз-микроклиновые и, наконец, в лейкократовые микроклиновые гранито-гнейсы с полосчатой и стебельчатой текстурами и далее в почти гомогенные теневые граниты. Гранито-гнейсы включают многочисленные тела мафических даек, которые преобразованы в амфиболиты и габбро-амфиболиты. Число и размеры этих даек обычно заметно увеличивается к краевым частям купольных структур. В пограничных частях ядер гранито-гнейсовых структур и во вмещающих образованиях широко распространены жильные тела пегматитов гранитного состава.

Современными исследованиями выделены две группы гранито-гнейсовых куполов. Западная группа (Сортавальская) состоит из ассоциации Кирьявалахтинского, Сортавальского, Куокканиемского и Латвасюрьинского куполов. Импилахтинский полигон относится к Восточной (Питкярантской) группе. Разделяет группы куполов широкая Янисярви-Импиниемская  депрессия, выполненная  породами ладожской серии.

К северо-востоку от пос. Импилахти располагается самый крупный Коккаселькский гранито-гнейсовый купол (20 х 30км), а в 10 км восточнее от него небольшой Кулисмайокский купол. На побережье Ладожского озера с запада на восток последовательно наблюдаются Импилахтинский, Мурсульский и Питкярантский купола. В районе г. Питкяранта наблюдается целое созвездие разнообразных по размерам куполов: Пусунсаарский, Ристиниемский, Люппикский, Уксинский и самый маленький по размерам - Хепоселькский (100 м на 200 м, площадью около 2 гектар).

Изотопный возраст ядер цирконов Питкярантского гранито-гнейсового купола составляет 2659+15млн лет [4].


Стратифицированные образования

На территории Импилахтинского полигона межкупольные структуры сложены метаморфизованными породами питкярантской свиты сортавальской серии (верхний карелий, людиковийский надгоризонт) и вышележащими метатурбидитами ладожской серии (верхний карелий, калевийский надгоризонт).

Сортавальская серия (здесь и далее - общая мощность 1950 м) развита в обрамлении Сортавальской группы гранито-гнейсовых  куполов, расположенной западнее Импилахтинского полигона.

В сводном разрезе серии  в обрамлении Кирьявлахтинского гранито-гнейсового купола по данным А.П. Светова и Л.П. Свириденко (1992) [5] выделяется четыре толщи:

  • первая толща (200 м) с перерывом перекрывает гранитоиды и гранито-гнейсы архея, сложена аркозовыми метапесчаниками и гравелитами, переходящими вверх по разрезу в полевошпатовые метапесчаники. Завершается толща метатуфами, туфоалевролитами и карбонатно-кремнистыми породами;
  • вторая и третья вулканогенные толщи (суммарно 1400 м) разделены горизонтом карбонатсодержащих сланцев. Вулканиты представлены толеитовыми метабазальтами, реже метаандезибазальтами с единичными прослоями туфов и металав андезидацитов. В разрезе металав отмечаются редкие прослои кремнистых пород и шунгитсодержащих сланцев;
  • заканчивается разрез серии четвертой (350 м) толщей переслаивания потоков метабазальтов, карбонатных, кремнистых и углеродистых сланцев. Изотопный возраст вулканитов сортавальской серии, определенный U-Pb методом по цирконам, равен 1970 млн лет [6].

По уточненной схеме расчленения пород сортавальской серии в северном обрамлении Кирьяволахтинской гранито-гнейсовой структуры выделяются три толщи [7]:

  • нижняя  вулканогенно-осадочная толща (800 м) сложена метаалевролитами, углеродистыми метаалевролитами, аркозовыми кварцито-песчаниками, скарнированными породами, метатуфами, подушечными и массивными лавами метабазальтов. Обращает на себя внимание большая мощность метатерригенных пород - 470 м;
  • средняя толща сложена метаосадочными и метавулканитами повышенной щелочности от трахиандезибазальтов до трахитов с преобладанием метаморфизованных трахиандезитов и трахиандезибазальтов общей мощностью 250-350 м. Фациальная изменчивость разреза и  наличие эксплозивных образований, жерловых фаций эруптивного центра указывают на их образование в результате извержений центрального типа в субаэральных условиях;
  • в разрезе верхней вулканогенно-осадочной толщи преобладают метаморфизованные туфы и лавы основного и ультраосновного составов с сериями коматиитов, коматиитовых базальтов и базальтов. Разрез толщи завершается горизонтами углеродистых метаалевролитов с линзами мраморов. Общая мощность пород верхней толщи составляет не менее 500м.

Таким образом, суммарная мощность пород сортавальской серии составляет не менее 1650 м.

В дальнейшем, нижняя толща была разделена на две самостоятельные свиты: питкяранскую и петсяварскую [8]. Средняя толща названа свитой харлу, а верхняя - свитой тенъярви. Новые Sm-Nd датировки метабазальтов находятся в диапазоне от 2213+30млн лет до 2069+31млн лет (ятулий- людиковий) .

На территории Импилахтинского полигона в непосредственном обрамлении Питкярантской группы гранито-гнейсовых куполов наблюдаются сокращенные разрезы пород питкярантской свиты сортавальской серии с суммарной мощностью 250-300м. В опорных разрезах на западном фланге Ристиниемского и Пусунсаарского куполов выделяются породы нижнего и верхнего карбонатных горизонтов мощностью 10-15 м (мраморы, мономинеральные кварциты и кварцитовидные породы, локально амфиболовые и углеродистые сланцы), которые разделены толщей (до 200-250 м) разнообразных амфиболитов (массивные, полосчатые, сланцеватые амфиболиты, гранатовые амфиболиты с маломощными прослоями кварцитов). Эти разрезы по всем характеристикам существенно отличаются от вышеописанных разрезов сортавальской серии.

Разрез пород питкярантской свиты в пределах Импилахтинского учебного полигона в опорном разрезе западного фланга ядерной части Ристиниемского купола начинается с крупнозернистых темно-серых кварцитовидных пород, содержащих амфибол и клинопироксен (мощность 1-2,5 м). Контакт кварцитовидных пород с гранито-гнейсами субвертикальный, резкий, согласный, в рельефе подчеркнут минидепрессией. Выше прослеживаются амфиболовые сланцы (0-1,5 м), мраморы с диопсидом, флогопитом и минералами группы гумита (4-10 м), полосчатые сливные кварциты (до 4 м), полосчатые карбонат-амфиболовые сланцы (2-3 м). Последние завершают разрез нижнего карбонатного горизонта.  

В других купольных структурах, например Импилахтинской, с гранито-гнейсами непосредственно контактируют полосчатые мраморы и карбонатные сланцы. Имеющиеся к настоящему времени материалы показывают, что, несмотря на общие сходные черты, разрезы питкярантской свиты в обрамлении ядерных частей каждой гранито-гнейсовой структуры обладают индивидуальными особенностями. Поэтому изучение обрамления конкретного гранито-гнейсового купола рекомендуется начинать с составления своего опорного разреза питкярантской свиты.

Ладожская серия образована метатерригенными сероцветными породами - кварцитами и сланцами. На территории Северного Приладожья выделяются два типа разрезов серии: Импилахтинский и Янисъярвинский, соотношения между которыми являются дискуссионными. В Импилахтинском типе, по данным Н.А. Артамоновой [5], ладожская серия расчленяется (снизу вверх) на импилахтинскую, хунукскую и вялимякскую свиты.

Импилахтинская свита (мощность 600-700 м) представлена неяснослоистыми или грубослоистыми слюдистыми полевошпатовыми кварцитами с прослоями гранат-биотитовых сланцев, биотитовыми углеродистыми сланцами. Преобладают серые кварцитоподобные неяснослоистые разновидности пород.

Хунукская свита (мощность до 1000 м) сложена груборитмичнослоистыми от крупно до мелкозернистых кварцито-песчаниками, среди которых встречены маломощные покровы трахиандезитов. Ритмичнослоистое строение со значительным преобладанием псаммитовых компонентов в двухкомпонентных ритмах является характерной особенностью пород этой свиты. В ритмах полимиктовые кварциты (метапсаммиты) в кровле слоя переходят в биотитовые сланцы (метапелиты). Мощность ритмов колеблется от первых сантиметров до 1,5-2 м с коэффициентом кластичности от 5:1 до 10:1.

Вялимякская свита (мощность до 1200 м) образована метатурбидитами. Ритмы характеризуются широким диапазоном размера кластического материала, от гравелитов или крупнозернистых кварцито-песчаников до тонкозернистых метаалевролитов и метааргиллитов, превращенных в гранат- и ставролитсодержащие сланцы. Для пород этой свиты характерна градационная слоистость в сочетании с косой, косоволнистой слоистостью и текстурами оползневых дислокаций. Встречаются сингенетические брекчии и нептунические дайки, постоянно наблюдаются метаморфизованные известковистые конкреции. Суммарная мощность ладожской серии до 2900 м. На основе данных изотопного анализа детритовых цирконов нижний возрастной предел осадконакопления пород составляет 1918+14млн лет. Возрастные кластеры цирконов показывают, что осадки ладожской серии могли образоваться при денудации пород раннепротерозойского и архейского возрастов [4].


Магматические комплексы

Толеит-базальтовый комплекс. К этому комплексу на территории полигона относятся метавулканогенные породы питкярантской  свиты. Вулканиты толеит-базальтового комплекса  изучены недостаточно, наиболее подробно эти породы описаны на северном фланге Кирьяволахтинской гранито-гнейсовой купольной структуры. По данным В.А. Матреничева, А.П. Светова, Л.П. Свириденко, В.В. Иваникова, Н.Б. Филиппова, К.И. Степанова и Д.В. Михайловой в их строении участвуют метаморфизованные высокомагнезиальные базальты, коматииты, толеиты, андезибазальты и андезиты. Изохронный возраст цирконов, полученный U-Pb методом из дайки габбро, прорывающей сортавальскую серию, оценивается в 1963 19 млн лет [2].

Габбро-диорит-тоналитовый комплекс. К этому комплексу отнесены находящиеся в прибрежной зоне Ладожского озера массив Вялимяки и плагиограниты мыса Импинимеми, для которых получен возраст 1870 25 млн лет [1]. Массив Вялимяки, расположенный в 5 км к западу от базы СПбГУ, для Импилахтинского учебного полигона является эталонным. Массив сложен оливинитами, верлитами, клинопироксенитами, мелано- мезо- и лейкократовыми габбро, габбро-диоритами и диоритами [9]. Массив Вялимяки является зональным, от подошвы к кровле выделяются следующие зоны:

  • гибридных приконтактовых диоритов (мощность 1-8 м);
  • трахитоидных габбро (до 150 м);
  • габбро-пироксенитов с элементами расслоенности (до 150 м);
  • диоритов и габбро-диоритов (до 400 м).

Во всех зонах наблюдаются дайки и жилы диоритов и гранит-аплитов. Возраст Вялимякского массива (U-Pb, изохронный, циркон) равен 1891,7 4,9 млн лет [1]. Возраст циркона из лейкогаббро (U-Pb метод, SHRIMP II) составляет 1893+6,4 млн лет [9].

В состав комплекса также входит суйстамская группа малых интрузий и даек, состав которых отвечает габбро-диоритам, диорит-порфирам, тоналит-порфирам и трондьемит-порфирам. Интрузии прорывают породы ладожской серии. Особенно показательны в этом отношении шток габбро-диоритов и трещинная интрузия плагиогранит-порфиров района пос. Алатту (хутор Пякюля). Изохронный возраст меланодиорита составляет 1884,8+3,3 млн лет [13].

Мигматит-анатектит-гранитовый комплекс. Породы этого комплекса выделены преимущественно в зонах  ультраметаморфизма. На территории полигона они распространены в породах ладожской серии в обрамлении Ристиниемского купола и являются постоянным объектом геологических экскурсий. Выделяются микроклин-плагиоклазовые и плагио-микроклиновые разновидности, часто с крупными кристаллами микроклина. Породы этого комплекса также тесно связаны с образованиями гранитового комплекса и близки к ним по химическому составу.

Гранит-пегматитовый комплекс. Комплекс гранитов распространен между озером Янисярви и Ладожским озером. Он представлен  фациями керамических пегматитов и пегматоидных гранитов, редкометальных альбитовых  гранитов и турмалиновых пегматитов, прорывающих  породы ладожской серии. В пределах учебного полигона наиболее широко развиты пегматиты и пегматоидные граниты, которые образуют тела протяженностью до 100-200 м и мощностью до 5-20 м, а также многочисленные поля мелких тел. Преимущественное простирание пегматитовых  тел северо-западное, реже субширотное и субмеридиональное.

В Питкярантском рудном узле известно более 400 пегматитовых тел [5], распределенных неравномерно, кустами в пограничной области гранито-гнейсовых ядер купольных структур. Среди пегматитов Питкярантского рудного района выделяются два типа. К первому относятся крупные недифференцированные тела штокообразной формы, субсогласные или секущие жилы, часто деформированные. Соотношение микроклина и плагиоклаза в пегматитах варьирует в широких пределах. Из второстепенных минералов отмечаются турмалин-шерл (содержание минерала в отдельных жилах достигает 10-15%), гранат, апатит, молибденит, пирит, магнетит, титанит. Мусковит не образует практически ценных скоплений. Жилы этого типа являются источником товарного микроклинового и кварц-микроклинового сырья, однако значительная часть горной массы нуждается в обогащении.

Пегматиты второго типа имеют правильную жильную форму и приурочены к краевым частям гранито-гнейсовых куполов. Минеральный состав значительно многообразнее, чем в пегматитах первого типа. В жилах постоянно и в значительно большем количестве, чем в жилах первого типа, присутствуют гранат, биотит, магнетит, апатит, встречаются циркон, монацит, сподумен, берилл, тантало-ниобаты и сульфидные минералы. Строение жил дифференцированное, в них отчетливо выделяются приконтактовые аплитовые зоны, зоны графического и блокового пегматита, а также кварцевое ядро. Пегматиты второго типа являются источником высококачественного кускового керамического и стекольного сырья: полевого шпата и кварца. Изохронный возраст жильного керамического пегматита западной части Питкярантского купола составляет 1830 млн лет (ЦИИ ВСЕГЕИ).

Рапакиви гранитный комплекс. Граниты этого комплекса занимают всю восточную часть полигона и входят в состав Салминского плутона, имеющего пластинообразную форму мощностью 2-5 км. Сам плутон, несмотря на то, что это одно из самых малых тел гранитов рапакиви, имеет весьма внушительные размеры (120 х 60 км).

Амфибол-биотитовые граниты первой интрузивной фазы в Салминском массиве по данным А.М. Беляева [5] занимают две трети территории и представлены тремя фациальными разновидностями:

  1. Крупнозернистые амфибол-биотитовые граниты слагают более 90% площади развития амфибол-биотитовых гранитов. К ним относятся граниты, в которых есть олигоклазовые оболочки вокруг крупных изометрических порфировых (овоидов) выделений калиевого полевого шпата (выборгиты) и граниты, в которых овоиды калиевого полевого шпата не имеют олигоклазовых оболочек (питерлиты).
  2. Порфировидные амфибол-биотитовые граниты с мелкозернистой основной массой распространены преимущественно в зоне западного эндоконтакта массива или слагают линейные тела (мощностью до 1 км) в гранитах первой разновидности.
  3. Мелкозернистые аплитовидные граниты слагают жилы и дайки, приуроченные к ортогональным трещинам в гранитах первых двух разновидностей. Контакты амфибол-биотитовых гранитов с вмещающими породами обычно резкие с небольшой (10-15 см) зоной закалки, представлены мелкозернистым гранитом, который по составу сходен с жильными гранитами.

Биотитовые безовоидные граниты второй фазы Салминского массива слагают его северную и северо-западную части. В них выделяются три структурные разновидности: равномернозернистые граниты, порфировидные граниты с мелкозернистой основной массой и мелкозернистые жильные граниты. Порфировидные граниты с мелкозернистой основной массой образуют в равномернозернистых гранитах как линейные тела с чёткими контактами, так и обширные площади, имеющие постепенные переходы в граниты первой разновидности. Мелкозернистые жильные граниты выполняют трещины в гранитах предыдущих разновидностей. Биотитовые граниты имеют секущие контакты с более ранними амфибол-биотитовыми гранитами. Редкометальные лейкократовые  альбит-микроклиновые граниты третьей фазы образуют в северо-западной части массива ряд мелких даек, штоков, небольших куполообразных интрузий. В большей части граниты этой группы имеют мелкозернистое аплитовидное сложение, по краям и в апикальных частях жильных и куполообразных тел часто присутствуют своеобразные краевые пегматоидные зоны - штокшайдеры.

Для Салминского массива возраст амфибол-биотитовых гранитов определён разными методами: U-Pb методом по циркону - 1543+8 млн лет; изохронным Sm-Nd методом - 1560+45 млн лет. Возраст биотитовых гранитов из этого массива, определённый U-Pb методом по циркону составляет 1517+47 млн лет [5]. Все датировки относятся к раннему рифею.

Монцодолеритовый комплекс. Гипабиссальные породы комплекса слагают Валаамский силл (о. Валаам) и шток авгитовых порфиритов в районе г. Хопунваара в окрестностях г. Питкяранта. Радиологический возраст этих образований определенный Rb-Sr изохронным методом по горной породе в целом составляет 1325 52 млн лет (средний рифей) [5, 10].

Валаамский силл представляет собой пластовую дифференцированную интрузию общей площадью около 2000 км2, сложенную феррогаббро, габбро-долеритами, и монцонитоидами (вааламитами). Основные породы пересекаются 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.

Дайки долеритов (сортавалитов) известны в районе г. Сортавала, г. Питкяранта и пос. Укса. Они прорывают вмещающие породы раннего протерозоя. Простирание их преимущественно северо-западное, падение субвертикальное. В районе г. Питкяранта (гора Хопунваара) находится субвулканический штокообразный некк размером 550 х 750 м), сложенный субщелочными габбро [11].

Тагамитовый комплекс. Комплекс слагает Янисярвинскую астроблему. Его породы распространены на островах  и мысе Леппяниеми оз. Янисярви. Большая часть астроблемы скрыта под водой озера и её природа определена с учетом данных специальных геофизических исследований. Радиологический возраст пород этой структуры, определенный K-Ar методом, составляет 720-730 млн лет [5]. Астроблема образована аллогенными брекчиями, тагамитами и зювитами.

Аллогенные брекчии представляют собой породу зеленовато-бурого до черного цветов, состоящую из угловатых или слабо округленных обломков микросланцев, филлитов, кварц-полевошпатовых пород и кварца. Размер обломков достигает 1-3 м. В обломках микросланцев встречаются "конусы разрушения". Цемент брекчий образован из того же раздробленного материала алеврито-псаммитовой размерности. В цементе наблюдается раскристаллизованное стекло и осколки кристаллов минералов.

Зювиты обнажаются на островах оз. Янисярви. Они субгоризонтально лежат под тагамитами, их известная мощность около 4-6 м. Зювиты образованы обломками кристаллических сланцев, микросланцев ладожской серии и стеклами плавления находящихся в различных количественных соотношениях. Стекла входят и в состав цемента. Стекла обладают темно-серой иногда буроватой окраской, вытянутой веретонообразной или линзовидной формой с расщепленными концами.

Тагамиты, также как и зювиты, распространены на островах оз. Янисярви и на мысе Леппяниеми. Они образуют пластообразное тело мощностью 15-20 м. Они обладают столбчато-призмати-ческой, брусковидной, иногда плитчатой или оскольчато-глыбовой отдельностью и представлены массивными и брекчиевыми разновидностями. Массивные тагамиты образованы афанитовыми  породами с раковистым изломом черного, темно-серого, темно-зеленого цветов.  По химическому составу тагамиты не отличаются от пород ладожской серии [5].


Тектоника и последовательность структурных деформаций

Структура раннедокембрийских образований полигона определяется сочетанием крутых сжатых, реже открытых складок  с окаймленными гранито-гнейсовыми куполовидными структурами. Широко распространены крутопадающие зоны смятия с плойчатыми, колчановидными складками, будинаж-структурами (shear zones). Такой структурный стиль характере.н для Раахе-Ладожской зоны. По общепринятой схеме [1] складчатые и разрывные структуры полигона были сформированы в течение трех этапов деформаций.

В первый этап деформаций произошло формирование линейных изоклинапьных складок субмеридионального простирания, характерных для Коккаселькского купола и его обрамления. Для второго этапа деформаций типичны складчатые структуры северо-западного и широтного направления и сопряженные с ними швы сдвиговых деформаций. Структуры второго этапа распространены в межкупольном пространстве Коккаселькского, Импилахтинского и Мурсульского куполов и в северной части полигона. Третий этап деформаций представлен широко распространенными зонами складчато-разрывных дислокаций преимущественно сдвигового характера.


Метаморфизм и метасоматоз

Свекофеннский метаморфизм Ладожского метаморфического пояса рассматривается как классический пример проявления высокоградиентной метаморфической зональности.  Р-Т условия метаморфизма увеличиваются в южном и юго- западном направлениях.

В Северном Приладожье раннедокембрийские породы метаморфизованы в условиях от зеленосланцевой до амфиболитовой фаций низких и умеренных давлений (андалузит-силлиманитовая фациальная серия), южнее условия метаморфизма достигают гранулитовой фации. В последние годы предлагается выделять в Приладожье два крупных блока земной коры с различной геологической историей. Северо-Приладожский блок характеризуется прогрессивной метаморфической зональностью от зеленосланцевой до амфиболитовой фации. В Свекофеннском тектоническом районе широко проявлен сравнительно однородный ультраметаморфизм с наложением парагенезисов амфиболитовой фации на гранулиты умеренных давлений (до 750-850оС и 5-7 кбар) при интенсивно проявленной мигматизации [1].

В северной части Импилахтинского полигона в районе оз. Янисярви фрагментарно сохранились породы фации зеленых сланцев. Южнее они сменяются гранат-биотитовыми, гранат- ставролитовыми, андалузитовыми сланцами эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций. И, наконец, у побережья Ладожского озера фиксируется первое появление волокнистого силлиманита- фибролита. К западу от полигона юго-западнее г. Сортавала распространены наиболее высокотемпературные образования амфиболитовой фации-гранат-кордиеритовых и силлиманит-ортоклазовых гнейсов [12].

Раннепротерозойские метасоматиты состава скарноиды - пропилиты - березиты характерны для зоны  Раахе-Ладога на территории полигона в области  сочленения с породами Карельского массива. Значительную роль играют  скарноподобные гранатовые, клинопироксеновые, скаполит-диопсид-карбонатные и другие метасоматиты, формирующиеся даже по безкарбонатному субстрату. В подчиненных количествах развиты среднетемпературные кварц-полевошпатовые и низкотемпературные березиты и аргиллизиты.

Кварц-полевошпатовые метасоматиты преобладают в гнейсо-гранитных ареалах и характерны для субстрата, бедного основаниями. На территории полигона они пользуются широким распространением. Известны такие породы как позднеархейского, так и раннепротерозойского возраста. В данную группу входят сравнительно однообразные по составу среднетемпературные крупнозернистые породы, сложенные в различной пропорции микроклином, олигоклазом (альбитом) и кварцем. В подчиненных количествах могут присутствовать щелочные амфиболы и турмалин. Иногда отмечаются переходы к более низкотемпературным мусковитовым (серицитовым) или хлоритовым метасоматитам.

Пропилиты являются также распространенными метасоматическими породами полигона, особенно в породах суйстамского комплекса. Особенно широко они развиты по слабометаморфизованным метабазитам, но могут быть проявлены по породам практически любого состава и в широком интервале температур. Типоморфным минералом пропилитов является хлорит, с которым тесно ассоциируют эпидот-клиноцоизит, биотит, актинолит, реже тальк. Данные минералы нередко образуют моно- и биминеральные зоны метасоматических колонок в различных сочетаниях.

Березиты. Низкотемпературные мусковитовые метасоматиты обнаруживаются практически во всех геологических структурах, начиная от зон слабой мусковитизации до крупных тел мощностью в первые метры.  В большинстве случаев березиты сопровождаются сингенетичной сульфидной минерализацией (в основном пирит или пирротин, реже арсенопирит). Березиты являются благоприятной средой для локализации богатых сульфидных руд наложенного типа, в том числе и для золоторудной минерализации.

К позднепротерозойским проявлениям метасоматоза относятся грейзены, эндо- и экзоскарны, связанные с гранитами рапакиви. Радиологические датировки, полученные U-Pb и Sm-Nd методами по метасоматитам Салминского массива, находятся в интервале 1510-1560 млн. лет и соответствуют возрасту постмагматических процессов [5].


Литература

  1. Ранний докембрий Балтийского щита. /Отв. ред. В.А.Глебовицкий.-СПб.: Наука,  2005.-711с.
  2. Балтыбаев Ш.К.. Геология и петрология свекофеннид Приладожья. / Ш.К Балтыбаев . , В.А Глебовицкий., И. В Козырева  и др. – СПб.: - Изд. –во С.-Петерб. Ун-та 2000. -198с.
  3. Eskola P. The problem of mantled gneiss domes.// Geol. Soc. London Quart. 1949. J. V. 104, pt.4 P. 461-476.
  4. Мыскова Т.А. U-Pb геохронология  (SRIMP-II) цирконов из метаосадков ладожской серии( северное Приладожье, Балтийский щит). /Т.А. Мыскова, Р.И. Милькевич, П.А. Львов. // Cтратиграфия . Геологическая корреляция . . 2012. т 20.  N 2. 1-13с.
  5. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 ( новая серия). ЛистР-(35)-37- Петрозаводск. Объяснительная записка. / Гл. ред. Ю.Б. Богданов., отв. ред. К.Э. Якобсон. СПб.: Изд-во СПб картфабрики ВСЕГЕИ. 2000. 322с.
  6. Ivanikov V.V. Geochemical evidence for the Geotectonic setting of Early Proterozoic  metabasalts in the Ladoga region (Russia). / V.V. Ivanikov., N.B Philippov . / NGU, report 97, 131, 1997. 20p.
  7. Матреничев В.А. Стратиграфия и особенности вещественного состава раннепротерозойских метавулканитов сортавальского поднятия ( Северное Приладожье ). / В.А. Матреничев, К.И. Степанов , О. М. Пупков. // Вестник СПбГУ. Сер. 7, 2004, вып. 2. 31-44с.
  8. Матреничев В.А.  Петрология людиковийского вулканизма Онежской структуры  и Раахе –Ладожской зоны. Балтийский щит.  / Матреничев, В.А.   Матреничев. А.В.,  / Cборник трудов молодых ученых ИГГД РАН. / под ред. В.С. Абушкевича, Н.А.Алфимовой.- СПб .: Изд-во Политехн. Ун-та., 2010. 223- 256с.
  9. Алексеев И.А. Геологическое строение  и рудоносность массива Вялимяки ( Северное Приладожье). /  И.А. Алексеев, И.К. Котова.  / Cборник трудов молодых ученых ИГГД РАН. / под ред. В.С. Абушкевича, Н.А.Алфимовой.- СПб .: Изд-во Политехн. Ун-та., 2010. 47- 83с.
  10. Франк- Каменецкий Д.А. Петрология  рифейских базитов Приладожья. /  Автореф. канд. дис. СПб., Изд. –во СПбГУ, 1998. 16с.
  11. Геология Карелии. / отв. ред. В.А. Соколов. –Л. : Наука, 1987. – 231с.
  12. Балтыбаев Ш.К. Свекофенниды Фенноскандии: пространственно- временная корреляция эндогенных процессов. / Автореф.  докт. дис. РАН. ИГГД. Спб. Изд.- во ИГГД. 2005. 46с.
  13. Конопелько Д.Л.  Гипабиссальный габбро-плагиогранитный комплекс Северного Приладожья. / Д.Л. Конопелько, К.И. Степанов, С.В.Петров, О.М.Пупков. // Вестник СПбГУ , 1999- сер.7.-вып4 -21-31с.
вверх