Изучению вопросов послеледниковой тектоники и палеосейсмичности Фенноскандинавского кристаллического щита в последнее время посвящено много работ [Strelkov, 1973; Mörner, 1981, 1985, 2003, 2004, 2009, 2011, 2013а, 2013b, 2017; Mörner, Sjoberg, 2018; Mörner, Sun, 2013; Kuivamäki et al., 1998; Olesen et al., 2004; Lagerbäck, Sundh, 2008; Kukkonen et al., 2010; Rodkin et al., 2012; Shvarev, Rodkin, 2018; Nikolaeva et al., 2016a, 2016b, 2018, 2019, 2021, 2023; Nikolaeva, 2019, 2022; Shvarev, Rodkin, 2017, 2018; Poleshchuk, Shvarev, 2018; Gorbatov et al., 2017, 2020; Shvarev et al., 2018, 2022; Morey et al., 2013; Evzerov et al., 2010, 2014; Baranskaya et al., 2019; Gorbatov, Sorokin, 2018; Kosevich, Romanovskaya, 2014; Shelekhova, Lavrova, 2019; Shelekhova et al., 2022, 2023; Zaretskaya et al., 2022].

Значительные палеосейсмонарушения в пределах Карелии неоднократно отмечались ранее в работах [Lukashov, 1976, 1987, 1993, 1994, 1995, 2002, 2004, Lukashov, Belashev, 2002; Zhuravlev et al., 1988], авторы которых проводили исследования с целью выявить более интенсивные сейсмические процессы, чем те, которые наблюдались в современной истории, и получить больше свидетельств сейсмических событий.

Изучение палеосейсмичности на территории Карелии продолжается в настоящее время многими исследователями [Zykov, 1997; Avenarius et al., 2005; Verzilin, Bobkov, 2009; Marakhanov, Romanenko, 2014; Nikonov, 2007, 2015; Nikonov, Shvarev, 2013, 2015; Nikonov et al., 2017; Gorbatov et al., 2017; Nikolaeva, 2019; Shvarev et al., 2022].

Карелия, как и весь Фенноскандинавский щит, является сейсмически слабоактивным регионом с интенсивностью землетрясений (I) 2–3 балла по шкале MSK-64 [Lukashov, 2004]. Более высокая интенсивность сейсмических процессов, их активизация в голоцене могли быть вызваны специфическими особенностями геодинамического режима Фенноскандинавского щита [Lukashov, 2004; Shelekhova, Lavrova, 2019]. Палеоземлетрясения в Карелии достигали 7–8 баллов [Lukashov, 1995, 2004].

В то же время вопросы послеледниковой тектоники и палеосейсмичности остаются недостаточно изученными, особенно в районе наших исследований. До сих пор здесь не было выявлено ни одной палеосейсмодислокации. Проблемой остается определение возраста, интенсивности (I) и магнитуды (M) палеоземлетрясений.

Необходимо отметить, что территория исследования освободилась от последнего ледникового покрова около 14 тыс. календарных лет назад (кал. л. н.) [Demidov, Lavrova, 2001; Subetto, 2022, с. 182]. Однако после отступления ледника в данном районе оставались глыбы мертвого льда, которые таяли длительное время, поэтому развитие водоемов и заселение территории растительностью существенно запаздывало по сравнению с темпами дегляциации. Об этом свидетельствует расположенная в 20 км к северу от данного района Водлозерская ледораздельная возвышенность, сформировавшаяся в пределах приподнятого блока кристаллического фундамента, на котором оставался таять мертвый лед вплоть до пребореала.

В настоящей работе представлены результаты изучения локальных послеледниковых нарушений рельефа и смещений в скальных породах, возникающих при сильных сейсмических воздействиях в районе д. Кубово Пудожского района Республики Карелия.

Целью исследований являлась характеристика палеосейсмических проявлений, определение признаков дислокаций, которые могут уверенно интерпретироваться как свидетельства сильных сейсмических воздействий, предпринята попытка оценить интенсивность и возраст палеосейсмодислокаций.

Предварительные исследования, которые, несомненно, должны быть продолжены, показали, что среди локальных сейсмодеформаций можно выделить сейсмотектонические, сейсмогравитационные, сотрясающие деформации. Среди сейсмотектонических деформаций выделяются сбросовые приразломные уступы, трещины растяжения, сдвиги, сейсморазрывы с зонами линейного разрушения в скальных грунтах. Среди сейсмогравитационных установлены сейсмические обвалы, скальные оползни, выдвинутые из уступов блоки породы (выколы). Сотрясающие деформации представлены площадными зонами разрушения. Надвиговые деформации образуют направленные сейсмоколлювиальные выбросы.

В 2023 г. во время полевых работ в Пудожском районе (д. Кубово) зафиксированы три локальных палеосейсмодислокации, которые расположены в зоне сочленения главных неотектонических структур – Фенноскандинавского щита и Русской плиты (рис. 1).

Более того, палеосейсмодислокации находятся в пределах так называемой краевой флексуры Полканова, которая является главным элементом тектонического каркаса зоны сочленения Фенноскандинавского щита с Русской плитой и одной из наиболее активных тектонических структур в Карелии. Геофлексура контролирует размещение позднекайнозойского покровного ледникового щита и определяет границу мегасводового поднятия Фенноскандии современной и всех предыдущих эпох гляциоизостазии. В современную историческую эпоху с ней связаны такие катастрофические явления, как крупные разрушительные землетрясения и подтопленные побережья Голландии и Дании [Sviridenko, 2008]. Положение осевой зоны большой радиальной флексуры Полканова показано на рис. 1, а (по [Zykov, Poleshchuk, 2016; Kolodyazhny et al., 2020]).

Район исследования в геологическом плане относится к Кубовскому массиву порфировидных гранитов позднеархейского возраста (2680–2670 млн лет), имеющему форму трещинной интрузии (рис. 1, в). Массив вытянут в направлении север-северо-восток 10–60° и прослежен на расстоянии 20–25 км. Западный контакт массива не обнажен. Зона его восточного контакта с вмещающими тоналитами и мигматит-плагиогранитами изучена из серии коренных выходов восточнее района исследования южнее пос. Водла. Порфировидные граниты характеризуются весьма выдержанным внешним обликом. Их текстура массивная, цвет розовый или серовато-розовый с участками темно-дымчатого кварца. Граниты среднезернистые 3–5 мм с порфировидными зернами калишпата размером 1.0–1.5 см [Kostin, 1989].

Кристаллический фундамент позднего архея практически повсеместно перекрыт толщей рыхлых ледниковых отложений четвертичного возраста. В строении осадочного чехла принимают участие главным образом морены последнего оледенения, представленные тяжелыми коричневатыми темно-серыми супесями и суглинками, реже – глинами. Средняя мощность морены достигает 25–30 м, местами 100 м. Отдельные выходы кристаллических пород наблюдаются в долине р. Водла, реже они проявляются на плоской ледниковой равнине, где слой морены менее мощный (5–15 м). Рыхлые отложения на участке Кубово распределены неравномерно и заполняют неровности пенепленизированного кристаллического фундамента. Ритмично-слоистые глинисто-алевритовые отложения развиты вдоль р. Водла.

Долина реки выполнена аллювием, в местах порогов представленным валунно-галечным материалом с незначительным количеством в качестве заполнителя хорошо промытых разнозернистых песков. Пойменные террасы реки частично сложены песками и алевритами мощностью 1–2 м. Изученные нарушения рельефа приурочены к выходам скальных пород, развиты вдоль сбросовых уступов. Следы палеосейсмодислокаций обследованы в пределах локальных участков, показанных на рис. 1 звездочками под цифрами 1, 2, 3.

Для определения плейстосейстовых зон были использованы палеосейсмогеологические методы. Термин «палеосейсмические деформации» [Nikonov, 1995] использовался для обозначения совокупности сейсмических воздействий на рельеф, сочетающих сейсмотектонические, сейсмогравитационные и гравитационно-сейсмотектонические типы [Solonenko, 1972, 1973], а также сотрясающие, сейсмогидродинамические, сейсмодинамические и взбросовые (надвиговые) деформации [Nikonov, 1995]. Список сейсмических деформаций Кубовского массива включает сейсморазрывы с зонами линейного разрушения в скальных грунтах (сейсмотектонический тип), сейсмические обвалы (сейсмогравитационный тип), площадные зоны разрушения (сотрясающие деформации) и направленные сейсмоколлювиальные выбросы (надвиговые деформации). Оценка истинных пространственных параметров палеосейсмодислокаций выполнена с помощью программы для обработки космических снимков и пространственного анализа, включающей свободную географическую информационную систему с открытым кодом Quantum GIS (QGIS 3.42).

На рис. 2 показано местоположение, границы и площади объектов исследования.

Для выделения новейших линеаментов был проведен анализ дистанционных материалов (космо- и аэрофотоснимков, крупномасштабных топографических карт). Полевые геолого-структурные исследования включали маршрутные наблюдения и обследование нарушений в скальных породах, анализ трещиноватости массивов. В настоящее время для определения количественных характеристик разломов и возраста смещений широко применяется метод тренчинга [McCalpin, 2009]. Геологическая обстановка этих участков не позволяет в полной мере применить этот метод, так как на них в точках проявления палеосейсмодислокаций рыхлый покров маломощный или практически отсутствует.

Одним их методов исследования является изучение кернов донных осадков озер, расположенных вблизи палеосейсмодислокаций. Основа такого изучения – выявление нарушений в осадконакоплении с последующим датированием с помощью радиоуглеродного анализа. При этом оценка общих палеогеографических условий района может быть получена при использовании микропалеонтологических методов (спорово-пыльцевой и диатомовый анализ). К сожалению, рядом с палеосейсмодислокацией нет ни одного водоема, подходящего для такого исследования. Но авторами были отобраны образцы из небольшого озера, расположенного в 16 км к северо-западу от места исследования (см. рис. 1, б, озеро обозначено голубым кружком).

Из зоны контакта минерагенных и органогенных отложений этого озера получена радиоуглеродная датировка (табл. 1), свидетельствующая об их накоплении в первой половине пребореала.

Определение возраста отложений выполнено в лаборатории геоморфологических и палеогеографических исследований полярных районов и Мирового океана СПбГУ по стандартной методике [Arslanov, 1987].

При определении интенсивности (I) землетрясений применялся палеосейсмогеологический метод для локальных нарушений в скальных породах Фенноскандии [Rodkin et al., 2012] в сопоставлении с существующими шкалами интенсивности по палеосейсмодислокациям [Medvedev et al., 1975; Solonenko, 1977; Michetti et al., 2004; McCalpin, 2009; Nikolaeva, 2019].

В геолого-структурном отношении район исследований расположен в зоне сочленения главных неотектонических структур: Фенноскандинавского щита и Русской плиты. По данным А.Д. Лукашова [Lukashov, 1995] эта зона считалась активной до протерозоя. Как отмечалось в работе [Rodkin et al., 2012], значительная расчлененность рельефа Карелии предопределена новейшими блоковыми движениями, в частности оживлением активных разломов (участков) в позднеледниковое и голоценовое время. Как оказалось, территория, в пределах которой расположена исследуемая палеосейсмодислокация, также испытала тектоническую активизацию, предположительно, в это время.

Согласно карте трещиноватости пород (линеаментов) Карелии (рис. 3) в этой зоне преобладают следующие направления линеаментов: северо-западное 300–340°, северо-восточное 20–40–60° [Lukashov, 2004].

Район исследования расположен в Южно-Карельской структурной зоне, имеющей в целом субширотное простирание [Lukashov, 1987, 1995; Shelekhova, Lavrova, 2019, с. 191]. Структурным элементом этой зоны является глубокая, полностью погребенная под четвертичными отложениями тектоническая депрессия с признаками неотектонических движений. Днище этой депрессии расположено на отметках 80 м ниже уровня моря. Мощность четвертичного покрова достигает 150 м [Ekman, 1987].

В структурном рисунке рельефа палеосейсмодислокации, впрочем как и на всей Карелии, и в данной структурной зоне, проявлены в основном два направления: северо-западное и поперечное, северо-восточное. Результаты дешифрирования аэрофото- и космоснимков, а также полевые наземные исследования показывают, что преобладающие простирания активных линеаментов: уступов, крупных ложбин, рвов и ущелий – 290°; 330–340–345°; С–Ю: 0–180° – субмеридиональные; 60–70°. При этом вышеупомянутые направления – СЗ и СВ – характерны для уступов. Ущелья и ложбины чаще вытянуты субмеридионально.

Проведенный анализ микротрещиноватости массивов в пунктах 1, 2 позволил определить три основные системы трещин с азимутом простирания: 1) 60–70°, 2) 320–340–345°, 3) 290°. Эти направления согласуются с простираниями новейших линеаментов (рис. 3), а приуроченность к ним сейсмодислокаций подтверждает их сейсмическую активизацию в голоцене.

Простирания активных разрывов согласуются с простиранием трещиноватости в уступах и ущельях, что также предопределяет их сейсмическую активизацию в голоцене. О послеледниковом происхождении этого катастрофического события свидетельствует сглаженность первичной поверхности кристаллического фундамента, которая нарушается яркими проявлениями сейсмогенной природы: многочисленными расчлененными, смещенными, отброшенными и сдвинутыми глыбами горных пород и сейсмогравитационными обвалами.

Как уже отмечалось, зафиксированы три участка проявления палеосейсмического события.

Основная, наиболее яркая, палеосейсмодислокация (см. рис. 1, б (1), рис. 2, кластер 1) расположена к северу от острова Березового на абс. отм. около 60 м (61°57'42.39" с.ш.; 37°13'04.99" в.д.). Приразломный уступ (азимут простирания СВ 60°; Н=20 м) протяженностью более 50 м находится в зоне контакта гранитоидов разного возраста: Кубовского массива с возрастом 2680–2670 млн лет и нерасчлененных тоналитов, трондьемитов, гранодиоритов архея с возрастом 3000–2750 млн лет (см. рис. 1, в). На вершине уступа наблюдаются массы раздробленных горных пород. Это отдельные блоки (20, 60, 75 см), смещенные от первоначального положения, и открытые трещины шириной 5–25 см, не заполненные мореной, что свидетельствует об их послеледниковом образовании. Наблюдаются расколы в виде трещин зияния, нарушающие ледниковую шлифовку и штриховку. Трещины разной конфигурации, иногда неровные, извилистые, шириной от 5 до 70 см и более (в раздувах) и глубиной более 4 м. По всей площади участка выделяются отдельные блоки, отчлененные от скального массива и смещенные на расстояния 20–50 см по субгоризонтальной или слабонаклонной поверхности. Смещенные блоки имеют разную форму и размеры, но все характеризуются свежими гранями и ребрами. Часть блоков носит признаки выбивания их из скального основания (рис. 4, 5).

В разных точках палеосейсмодислокации сделаны замеры простирания разрывных нарушений, раздвигов, которые имеют различные направления: СВ 70°; СЗ 320–330–345–350–355°; С–Ю, ЮВ 70°. Морфология трещин, их несогласованность с основным простиранием пород (CCB 10–60°) и направлением движения ледника, свежесть бортов уступов свидетельствуют об образовании трещин после отступления ледника. Согласно полученной датировке (табл. 1) это могло произойти в голоцене не ранее 11350±230 кал. л. н.

Проявления палеосейсмических событий на правом берегу р. Водла отмечены на абс. отм. около 50 м: 61°56'06.08" с.ш.; 37°08'17.26" в.д (см. рис. 1, б, звездочка под номером 2, рис. 2, б (кластер 2); рис. 6).

Здесь разрывы имеют направление ЮВ 110°. Отполированные выходы кристаллических пород с ледниковыми шрамами изначально были обработаны ледником, что подтверждает послеледниковое происхождение разрывов. Особенно выразителен раздвиг шириной до 1.5 м, образующий нишу (рис. 6, а). Края раздвига острые, прямоугольные, без следов ледниковой обработки, что явно указывает на его образование после отступления ледника. На нишу надвинут крупный блок размером 3×4 м (рис. 6, а, блок оконтурен белой линией). Поверхность блока сглажена (обработана ледником), но подошва его с ровными и острыми краями.

У водопада Падун (61°56'04.98" с.ш.; 37°08'17.22" в.д., на рис. 1, б, обозначен звездочкой под номером 3, рис. 2, г (кластер 3; рис. 7, а–г), разрывы в кристаллическом фундаменте не менее выразительные. Прослежена видимая длина разрывов приблизительно около 100 м, местами они достигают ширины 40 см (рис. 7, б). Похожие разрывы есть на участке 1 (рис. 7, д, е).

По мнению специалистов, «к дислокациям, порождаемым землетрясениями, относятся нарушения целостности скальных массивов со значительным смещением отдельных его частей, возникновение трещин, дробление пород, перемещение блоков и глыб по слабонаклонным или субгоризонтальным поверхностям, выколы и развороты блоков, ряд обвалов» [Nikolaeva, 2019, с. 446].

Одним из признаков палеосейсмодислокаций является наличие открытых трещин. Подобные трещины выявлены на всех исследованных участках. При этом наблюдаемое смещение блоков произошло на существенно бoльшую величину раскрытия трещин, что исключает их образование в результате процессов морозного выветривания (см. рис. 4, в, рис. 6, б, в; рис. 7, б–е).

На палеосейсмодислокации 1 о признаках динамического воздействия на скальное основание свидетельствуют: положение оторванного блока породы на треснувшей вершине на самом краю разрыва (рис. 8, а); отрыв крупных блоков от скального основания (рис. 8, б); явления выбивания блоков из скального основания и их смещение по склону (см. рис. 5, б, в), образование уступа высотой более 10 м (рис. 8, в); выбивание и отодвигание блока от скального основания (рис. 8, г).

Результаты исследований сейсмодеформаций в сейсмически активных зонах свидетельствуют о том, что ярко выраженные в рельефе сейсмодеформации возникают при землетрясениях с М 6.0–6.5 и выше (по [Lukashov, 2004]). По мнению специалистов [Nikolaeva, 2019], в зависимости от степени предшествующей раздробленности массива такие сейсмодислокации могли быть образованы в результате сейсмических событий I=VII–IX баллов. Образование трещин в крепких скальных породах протяженностью несколько десятков метров при ширине от десятков сантиметров до нескольких метров согласно классификации, приведенной в INQUA Scale, происходит при сотрясениях не менее IX–X баллов [Michetti et al., 2004].

Возникновение расщелин и скальных обвалов на крутых склонах может происходить начиная с VI баллов [Medvedev et al., 1975]. Расщеления (см. рис. 7, б–е), скальные обвалы (см. рис. 5) являются явными признаками достаточно высокой интенсивности сейсмических событий (≥VIII баллов). Реальность этих оценок пока еще требует проверки и проведения дополнительных исследований.

Можно предположить, что обсуждаемые в работе нарушения были образованы одновременным событием, произошедшим после отступления ледника и снятия ледниковой нагрузки. Об этом свидетельствуют все признаки выявленных тектонических нарушений: трещины, не заполненные ледниковыми отложениями, расколы кристаллического фундамента, обвалы с резкими свежими гранями на глыбах, срывы на стенках уступов, смещения блоков и т.д.

Полученная радиоуглеродная датировка органогенных отложений близлежащего водоема указывает на их накопление в первой половине пребореала 11350±230 кал. л. н. Это позволяет утверждать, что землетрясение могло произойти не ранее отступления ледника с данной территории (13200–14200 Lg кал. л. н.). Во время накопления органогенных отложений в изученном водоеме край ледника уже находился в Западной Карелии, где формировались краевые образования сальпаусселькя (около 10200 л. н.) [Ekman, Iljin, 1995], на расстоянии более 1500 км от района исследований. Несмотря на то, что предварительное изучение стратиграфической последовательности керна донных осадков озера не показало видимых нарушений стратиграфии, дальнейшие микропалеонтологические (спорово-пыльцевой и диатомовый анализ) и другие исследования заболоченных участков вблизи локальных палеосейсмодислокаций могут подтвердить или опровегнуть наше предположение. К сожалению, пока нам не удалось обнаружить какой-либо грунт, заполняющий многочисленные трещины, и использовать его для датирования. В большинстве разрывов либо рыхлые осадки отсутствуют, либо трещины обросли мхами и лишайниками. Вероятно, при более тщательном дополнительном исследовании следы заполнения трещин рыхлыми осадками будут обнаружены и появится возможность получить более точные датировки их раскрытия.

Как считал А.Д. Лукашов [Lukashov, 2004], самые ранние палеосейсмодислокации на территории Карелии образовались 9800–9500 14С л. н. По-видимому, палеоземлетрясение и образование палеосейсмодислокаций «Кубово» могут быть более ранними для Карелии, чем это предполагалось до настоящего времени.

Таким образом, изучение локальных нарушений рельефа и их особенностей, анализ геолого-структурного плана и линеаментной сети показывают, что на территории исследования присутствуют явные признаки тектонической и сейсмической активизации в поздне- и послеледниковое время. Молодые разломы в пределах участков палеосейсмодислокаций наблюдаются в древнейших позднеархейских породах кристаллического фундамента (возраст 2680–2670 млн лет) в зоне сочленения основных геологических структур: Фенноскандинавского щита и Русской плиты. На основании полученных данных можно сделать вывод, о том, что после отступления ледника и снятия ледниковой нагрузки в послеледниковое – голоценовое время в районе исследований произошло землетрясение мощностью не менее VIII баллов по шкале MSK-64. Судя по датировке накопившихся в рядом расположенном водоеме органогенных отложений, это может быть самое раннее голоценовое палеосейсмическое событие на территории Карелии, а предполагаемый возраст палеосейсмодислокации не может быть древнее 11350±230 кал. л.

Дальнейшие исследования в этом регионе должны быть направлены на уточнение интенсивности и возраста палеоземлетрясений, что будет способствовать корректировке карты палеосейсмических процессов на территории Карелии. Более детальные исследования позволят выявить и другие типы тектонических нарушений, кроме тех, что приведены в настоящей статье. Несмотря на слабую сейсмическую активность на территории Карелии, необходимость таких исследований не вызывает сомнения для получения надежных данных о возможных проявлениях сейсмичности в регионе.