CC BY
15
УДК550.384.5: 551.71 (470.22) Н.В. Лубнина, А.И. Слабунов
ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ НЕОАРХЕЙСКОЙ ПОЛИФАЗНОЙ ПАНОЗЕРСКОЙ ИНТРУЗИИ ФЕННОСКАНДИНАВСКОГО ЩИТА1
Проведено палеомагнитное изучение неоархейского полифазного Панозерского санукитоидного массива Фенноскандинавского щита. Палеомагнитные исследования трех ассоциаций массива позволили получить палеомагнитный полюс Ф = —10,2°, Л = 226,1°, dp = 4,9°, dm = 3,5°, qm = —36,1°. Положительные тесты контакта между породами санукитоидного массива и вмещающими его мезоархейскими метавулканитами, а также перекрывающими ятулийскими миндалекаменными базальтами и диабазами Сегозерской структуры свидетельствуют в пользу первичности выделенной высокотемпературной компоненты намагниченности пород. Полученный палеомагнитный полюс свидетельствует о положении Карельского кратона в тропических—умеренных широтах Южного полушария около 2,74—2,73 млрд лет назад и возможном его смещении в этот период неоархея в тропические широты.
Ключевые слова: палеомагнетизм, неоархей, санукитоиды, Карельский кратон, Фенносканди-навский щит.
Paleomagnetic studies of NeoArchean Panozero sanukitoid massif of Fennoscandian Shield have been conducted. Paleomagnetic analysis of the three associations of this massif yield a paleopole Ф = —10,2°, Л = 226,1°, dp = 4,9°, dm = 3,5°, qm = —36,1°. Positive baked-contact tests between MesoArchean meta-volcanic country rocks and overlaps Jatulian almond-shaped basalt and diabases shows that the magnetization of high temperature component is primary. New paleomagnetic pole testify the position of the Karelian Craton at southern tropical-moderate latitudes at about 2,74—2,73 Ga and possible movement to the tropical latitudes at that period of the NeoArchean.
Key words: paleomagnetism, NeoArchean, sanukitoids, Karelian Craton, Fennoscandian Shield.
Введение. Несмотря на то что в истории Земли архейский этап занимает значительный промежуток времени и именно в этот период образовалась большая часть континентальной литосферы, многие вопросы, связанные с динамикой ее формирования, остаются дискуссионными. Палеомагнитный метод — один из немногих в геологии, который позволяет количественно реконструировать широтное положение континентальных блоков, определять их взаимное положение и динамику перемещений.
Восточная часть Фенноскандинавского щита (рис. 1), где преобладают архейские комплексы, в силу хорошей геологической и геохронологической изученности является наиболее удачным объектом для проведения палеомагнитных исследований архея в России. В настоящее время в Глобальной палео-магнитной базе данных для Фенноскандинавского щита значится не более 20 единичных определений для архейских пород [Р18агеУ8ку, 2005]. Палеомагнит-ные полюсы, полученные по неоархейским породам массивов Васпаисъярви и Сиуру, свидетельствуют о положении Карельского кратона в высоких широтах Северного полушария [№отопеп е! а1., 1996; МегаШеп е! а1., 1989]. Согласно палеомагнитным определениям, полученным для Шальской дайки, в неоархее Карельский кратон находился в приэкваториальных [Мейапеп е! а1., 2006] или умеренных
широтах Южного полушария [Храмов и др., 2006; Арестова и др., 2007].
Для разрешения противоречий относительно положения Карельского кратона в неоархее был опробован полифазный Панозерский санукитоидный массив, который расположен среди разновозрастных раннедокембрийских образований в Центральной Карелии (рис. 1, 2) и хорошо изучен в геологическом, петрологическом и геохронологическом отношении [Чекулаев и др., 2003; Лобач-Жученко и др., 2007; В1Ыкоуа е! а1., 2005].
Геологическое строение района работ. Панозер-ский массив сложен архейскими гранитоидами пород санукитоидной серии. В Карельском кратоне массивы санукитоидов относят к посттектоническим, формирующимся в узком временном диапазоне (2,76—2,72 млрд лет [ВШкоуа е! а1., 2005]).
Панозерский массив (рис. 2, 3) расположен среди мезоархейских (2,86—2,85 млрд лет) слабоме-таморфизованных пород Ведлозерско-Сегозерской системы зеленокаменных поясов, представленных деформированными в складки тонкополосчатыми туфами и туффитами андезитового и дацитового состава [Светов, 2005].
На мезоархейских зеленокаменных образованиях к востоку от массива полого залегают палеопроте-розойские (ятулийские, 2,3—2,1 млрд лет) кварциты
1 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 07-05-01140а).
Рис. 1. Схема тектонического районирования Фенноскандинав-ского щита [Слабунов и др., 2006]: 1 — платформенный чехол;
2 — каледонский ороген; 3—5 — Фенноскандинавский щит:
3 — палеомезопротерозойская (1,75—1,5 млрд лет) кора, 4 — па-леопротерозойская (2,5 — 1,75 млрд лет) кора, 5 — архейская (3,5—2,5 млрд лет) кора (в том числе частично переработанная в палеопротерозое). Пунктирные линии — границы структур (обозначены цифрами в кружках): Карельской (1), Беломорской (2),
Кольской (3) и Мурманской (4)
Рис. 2. Схема геологического строения Центральной Карелии [Государственная... 1999], с упрощениями: 1 — палеопротеро-зойские (сумийские и ятулийские) осадочные и вулканогенные образования; 2—4 — архей: 2 — санукитоидные интрузии (буква «П» — Панозерский массив); 3 — вулканогенно-осадочные образования Ведлозерско-Сегозерской системы зеленокаменных поясов, 4 — гранитоиды и гранитогнейсы; 5 — разломы
с телами базальтов и габбро-диабазов Сегозерского синклинория (рис. 2, 3).
Панозерский массив имеет в плане овальную (7x5 км) форму и концентрически зональную структуру (рис. 3), которую связывают с полифазностью формирования. Массив сформировался в ходе трех главных магматических событий [Лобач-Жученко и др., 2007; Чекулаев и др., 2003], каждому из которых отвечает ассоциация пород. Ранняя мафит-ультра-мафитовая ассоциация представлена метапирок-сенитами и монцогабброидами, формирующими внешнее полукольцо в восточной части массива. Близкий геологический возраст имеют монцониты-1, которые вместе с монцогаббро формируют структуру минглинга (механического смешения). К ранней ассоциации следует отнести оцеллосодержащие миаскитовые лампроиты, дайки лампрофиров-1 и горнблендиты. Изотопный возраст миаскитовых лампроитов оценивается в 2765±8 млн лет [Сергеев и др., 2007], кварцевого монцонита, вероятно, этой же ассоциации — 2741+12 млн лет [ВМкоуа е! а1., 2005]. В ходе второго события сформировалась ас-
Рис. 3. Схема геологического строения Панозерского массива, по [ЬэЪасЬ-2ЬисЬепко е! а1., 2007] с упрощениями: 1 — четвертичные отложения, 2 — палеопротерозойские (ятулийские) кварциты, базальты, диабазы; 3—5 — породы трех магматических циклов неоархейского Панозерского массива: 3 — третий цикл: кварцевые монцониты, 4 — второй цикл: монцониты, монцогаббро, лампрофиры-2, магматические брекчии, 5 — первый цикл: пи-роксениты, монцогаббро, монцониты, миаскитовые лампрофиры; 6 — архейские зеленокаменные комплексы; 7 — места отбора палеомагнитных образцов
социация среднезернистых монцонитов, монцоди-оритов, часто с большим количеством ксенолитов пород предыдущих ассоциаций. Изотопный возраст монцонитов этой ассоциации — 2727,1±4,1 [Чекулаев и др., 2003] и 2734+17 млн лет [ВШкоуа е! а1., 2005]. В ходе третьего события образовалась ассоциация, сложенная кварцевыми монцонитами и кварцевыми сиенитами (монцониты-3 по [Лобач-Жученко и др., 2007]), выполняющими обширную центральную часть массива и многочисленные жильные тела во всем объеме массива. К этой ассоциации относятся также дайки лампрофиров-2. Изотопный возраст кварцевых сиенитов и кварцевых монцонитов поздней ассоциации оценивается в 2736+14 [Чекулаев и др., 2003] и 2742+18 млн лет [В1Ыкоуа е! а1., 2005] соответственно.
Большая часть пород сложена первичномагмати-ческими минералами [Лобач-Жученко и др., 2007], что позволяет предположить их сохранение и пригодность этих пород для проведения палеомагнитных исследований.
Методика отбора образцов и лабораторных палео-магнитных исследований. В ходе полевых работ 2007 г. были детально опробованы различные ассоциации Панозерской мафит-монцодиоритовой интрузии в 4 точках (рис. 3, 8-1-2, 8-4-5), вмещающие ее ме-зоархейские метавулканиты (рис. 3, 8-6), а также перекрывающие палеопротерозойские (ятулийские) миндалекаменные базальты и диабазы Сегозерской структуры (рис. 3, 8-3). Из наиболее распространенных разновидностей пород каждой ассоциации Панозерского массива отобрано 10—12 ориентированных образцов керна либо штуфа. Образцы отбирали преимущественно из наиболее мелкозернистых частей каждой разности. Всего для палеомагнитных исследований отобрано 60 ориентированных кернов из интрузии, 8 — из палеопротерозойских базальтов и 8 ориентированных штуфов из мезоархейских ме-таосадков и метатуфов.
Лабораторные исследования проводились в па-леомагнитной лаборатории Лундского университета (г. Лунд, Швеция) и в петромагнитной лаборатории МГУ им. М.В. Ломоносова и включали полный цикл обработки образцов по стандартной методике [Палеомагнитология, 1982]. Выделение компонент естественной остаточной намагниченности (/„) проводили методом ступенчатого терморазмагничивания и размагничивания переменным магнитным полем. Сходимость результатов, полученных в разных лабораториях, хорошая. Компьютерная обработка результатов измерений выполнялась с помощью программы PMGSC Р. Энкина [ЕпМп, 1994].
Палеомагнитные исследования. В ходе детального терморазмагничивания и чистки переменным полем выделялись 2 высокотемпературные компоненты намагниченности. Компонента МТ северозападного склонения и положительного наклонения разрушалась в интервале 200—450 °С и при 3—30 мТ
(рис. 2). Средние направления компоненты МТ в географической системе координат представлены в таблице. Вторая высокотемпературная компонента НТ выделяется в интервале температуры 500—580 °С и при 30—100 мТ (рис. 4, А). Компонента имеет юго-восточное склонение и умеренное положительное наклонение (таблица, рис. 4, А).
Образцы палеопротерозойских базальтов демонстрируют двухкомпонентный состав NRM. Низкотемпературная компонента совпадает с направлением современного магнитного поля в районе работ. Высокотемпературная компонента намагниченности (ТиЬ 520—570 °С и >40 мТ) имеет западное склонение и высокое положительное наклонение (рис. 5, А, а—з). Среднее направление этой компоненты представлено в таблице. В ряде образцов палеопротерозойских базальтов в интервале 450—560 °С выделяется высокотемпературная компонента NA, направление которой отличается от таковых для Восточно-Европейского кратона. Вместе с тем близкое направление выделяется в образцах из Хижъярвинского массива [Арестова и др., 2007]. Однако время приобретения породами этой компоненты намагниченности остается неопределенным.
Высокотемпературная компонента МА выделяется в интервале переменных полей >50 мТ (рис. 5, А, е—ж). Среднее направление этой компоненты приведено в таблице. Корреляционный тест складки показывает доскладчатую природу выделенной компоненты намагниченности (максимальная кучность достигается при 126,7+49,8% распрямлении складки, [ЕпМп, 2003]). Доскладчатая природа выделенной компоненты подтверждается и при анализе синсклад-чатости намагниченности (рис. 5, Б).
Обсуждение результатов исследований. Средние направления характеристической высокотемпературной компоненты НТ намагниченности приведены на рис. 4, Б и в таблице.
Среднее направление компоненты МТ, выделяемой в санукитоидах, близко к среднему направлению высокотемпературной компоненты PR, выделяемой в палеопротерозойских базальтах и диабазах, перекрывающих породы санукитоидного массива (таблица). Палеомагнитные полюсы, пересчитанные с направлений этих компонент на координаты точек отбора, близки раннесвекофеннским (1,9—1,95 млрд лет) полюсам для Восточно-Европейского кратона ^еёогоуа е! а1., 1999], что позволяет предполагать, что намагниченность в породах могла образоваться в интервале 1,9—1,95 млрд лет под воздействием тектономагматических процессов в прилегающем Свекофеннском орогене (рис. 6).
Среднее направление высокотемпературной компоненты НТ санукитоидов значимо отличается от направления высокотемпературной компоненты МА вмещающих мезоархейских супракрустальных пород и высокотемпературной компоненты PR перекрывающих палеопротерозойских базальтов и диа-
Рис. 4. Результаты палеомагнитных исследований образцов полифазной Панозерской интрузии А — примеры чистки переменным полем (а—г, ж—з) и терморазмагничивания (д, е). Залитые кружки — проекции векторов на горизонтальную плоскость, белые — на вертикальную. Диаграммы приведены в географической системе координат. Б — распределение векторов характеристической намагниченности в породах трех ассоциаций Панозерского санукитоидного массива на сфере. Черные
знаки — проекция на нижнюю полусферу, белые — на верхнюю
Палеомагнитные направления для пород Панозерского полифазного санукитоидного массива
№ Породы N Направление КО Возраст
Dec, ° ¡та, ° K а95, °
Неоархейские санукитоиды (63,29°К; 33,38°Е)
I (Б1а,1Ъ, 1с) монцониты-1, монцогаб-броиды, монцодиориты, миаскитовые лампрофиры 28 166,0 50,2 52,1 3,8 НТ! 2741 + 121 2765±82
II (Б2а, 82Ъ) монцониты-2, монцодио-риты 11 160,7 60,9 72,8 5,1 НТ2 2727,1±4,13 2734+171
III (83а) кварцевые монцониты-3 4 152,4 71,2 121,2 8,4 НТ3 2742+181 2736+143
Среднее по образцам (НТ) 45 164,4 55,6 39,5 3,4 НТ 2745
Среднее по сайтам 3 161,3 61,3 54,6 16,8 2745
Палеомагнитный полюс Ф=-10,2° Л=226,1° ф=4,9° ¿т=3,5° фт=-36,1°
Среднее по образцам (МТ) 15 238,7 64,2 26,3 7,6 МТ 1950
Палеомагнитный полюс: Ф=28,7° Л=350,8° ор=12,1° ёш=9,7° фт=46,0°
Мезоархейские метаосадки и туфы кислых пород (63,27°К; 33,38°Е)
(86) Метаосадки и туфы кислого состава 6 211,6 25,7 17,9 16,3 МА 2880
Палеомагнитный полюс Ф=9,4° Л=182,3° ф=17,6° йш=9,5° фт=-13,5°
Палеопротерозойские (ятулийские) миндалекаменные базальты и габбро-диабазы (63,27°К; 33,41°Е)
(83) Базальты и габбро-диабазы 8 233,4 66,2 50,8 7,8 PR 2200
Палеомагнитный полюс Ф= 29,5° Л=335,8° ф=12,8° ¿т=10,5° фт=48,6°
Примечания: № — номер магматической ассоциации Панозерского санукитоидного массива (1—Ш) и точки отбора на рис. 3 (81-6); N — число образцов; Decо, 1псо — склонение и наклонение средних направлений компонент в стратиграфической системе координат; К — кучность векторов; а95 — радиус круга доверия при 95%-ной вероятности для среднего направления; КО — выделенная характеристическая компонента намагниченности. Возраст пород по: 1 — [В1Ыкоуа Ы а1., 2005]; 2 — [Сергеев и др., 2007]; 3 — [Чекулаев и др., 2003].
Полужирным шрифтом отмечены средние палеомагнитные полюсы, рассчитанные с направлений высокотемпературных компонент, используемых в интерпретации.
базов (рис. 5, В). Следовательно, время образования характеристической компоненты намагниченности пород санукитоидного массива близко к времени формирования пород и принимается равным 2,74 млрд лет. Исходя из принципа минимизации движений мы принимаем обратную полярность направления высокотемпературной компоненты НТ.
Палеомагнитный полюс, пересчитанный с направления компоненты НТ (рис. 6), расположен вблизи мезоархейских полюсов, полученных по гнейсам Ведлозерского комплекса (2,86 млрд лет) и базальтам Южно-Выгозерского зеленокаменного пояса (2,8 млрд лет) [Краснова, Гуськова, 1990]. Вместе с тем полученный палеомагнитный полюс значимо отличается от таковых для гранитов Сиуру [Мейапеп е! а1., 1989] и кварцевых диоритов Васпа-исъярви [№иуопеп е! а1., 1996], согласно которым в неоархее террейны Кианта и Иисалми Карельского кратона находились в высоких широтах Северного полушария (рис. 6).
Полученную разницу между результатами можно объяснить различным положением террейнов Вед-лозерского, Кианта и Иисалми Карельского кратона в неоархее. Возможно, в интервале 2,765—2,74 млрд лет отдельные террейны Карельского кратона еще не были частью целого, что и фиксируется полученными
данными. Окончательная сборка отдельных частей Карельского кратона произошла, вероятно, немного позже — 2,7—2,65 млрд лет назад.
Следует также отметить, что палеомагнитные полюсы, пересчитанные с направлений высокотемпературной компоненты разных фаз санукитоидного массива, образуют закономерный тренд от более древних к более молодым ассоциациям массива (рис. 5, В, 7), что также может свидетельствовать в пользу первичности полученного направления. Наши результаты позволяют говорить о перемещении Карельского кратона из тропических в умеренные широты Южного полушария в неоархее (рис. 7).
Выводы. 1. Для пород полифазного Панозерского санукитоидного массива выделена высокотемпературная, близкая к первичной, компонента намагниченности. Палеомагнитный полюс, пересчитанный с направления этой компоненты на координаты точки отбора, отличается от более поздних неоархейских—протерозойских полюсов для Фенноскандинавского щита.
2. Полученный палеомагнитный полюс свидетельствует о положении Карельского кратона в тропических—умеренных широтах Южного полушария около 2,74—2,73 млрд лет назад и его возможном смещении в этот период неоархея в тропические широты.
Рис. 5. Примеры поведения намагниченности образцов (А) палеопротерозойских миндалекаменных базальтов (а—г) и диабазов (д, з) и мезоархейских осадков (е, ж) в ходе чистки переменным полем (а—б, д—ж) и ступенчатого терморазмагничивания (в, г); тест складки в модификации [Watson, Enkin, 1993], выполненный для деформированных слоев мезоархейских осадков (Б); средние палеомагнитные направления для трех ассоциаций Панозерского санукитоидного массива (НТ1—НТ3, см. таблицу) и их эволюция от древних к более молодым протерозойским базальтам и диабазам (PR) и мезоархейским осадкам (МА) (В). Остальные условные обозначения см. на рис. 4
Рис. 6. Сопоставление полученного палеомагнитного полюса для санукитоидов Панозерского массива (НТ), а также вмещающих мезоархейских осадков (МА) и палеопротерозойских базальтов (PR) с известными архейскими-палеопротерозойскими полюсами для Фенноскандинавского щита (см. пояснения в тексте). Звездочки — полученные нами полюсы, залитые (белые) кружки — архейские (палеопротерозойские) полюсы Фенноскандинавского щита. Цифрами показан возраст полюсов на траектории
Рис. 7. Две альтернативные модели перемещения Фенноскандинавского щита в мезо- и неоархее. Возможный дрейф Фенноскандинавского щита:
1 — основанный на палеомагнитных определениях, полученных нами, показан серой сплошной линией;
2 — основанный на данных по Сиуру-гранитам (8в, [Мег!апеп е! а1., 1989]); 3 — Васпаисъярви (УР, ^еиуопеп е! а1., 1996]), показан
пунктирной серой линией
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Арестова Н.А., Гуськова Е.Г., Храмов А.Н., Иосифи-ди А.Г. Палеомагнетизм позднеархейских интрузий сануки-тоидов и его значение для геодинамических реконструкций Балтийского щита в раннем докембрии // Геодинамика, магматизм, седиментогенез и минерагения Северо-Запада России: Мат-лы Всеросс. конфи. Петрозаводск, 2007. С. 19-22.
Государственная геологическая карта (Петрозаводск) / Под ред. Ю.Б. Богданова. СПб., 1999.
Краснова А.Ф., Гуськова Е.Г. О геодинамике развития Ведлозерского блока Карелии в свете палеомагнитных данных // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1990. № 1. С. 103-110.
Лобач-Жученко С.Б., Роллинсон Х., Чекулаев В.П. и др. Геология и петрология архейского высококалиевого и высокомагнезиального Панозерского массива Центральной Карелии // Петрология. 2007. Т. 15, № 5. С. 493-523.
Палеомагнитология. Л.: Недра, 1982. 312 с.
Светов С.А. Магматические системы перехода океан— континент в архее восточной части Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2005. 230 с.
Сергеев С.А., Лобач-Жученко С.Б., Ларионова А.Н. и др. Архейский возраст миаскитовых лампроитов Панозерско-го комплекса Карелии // Докл. РАН. 2007. Т. 413, № 4. С. 541—544.
Слабунов А.И., Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В. и др. Архей Балтийского щита: геология, геохронология, геодинамические обстановки // Геотектоника. 2006. № 6. С. 3—32.
Храмов А.Н., Арестова Н.А., Гуськова Е.Г., Иосифи-ди А.Г. Палеомагнитные исследования // Строение и динамика литосферы Восточной Европы: результаты исследований по программе ЕВРОПРОБЫ. М.: ГЕОС, 2006. С. 182—188.
Чекулаев В.П., ЛевченковО. А., Иваников В.В. и др. Состав, возраст и Sm—Nd систематика архейских высокоГеологический факультет МГУ имени М.В. Ломоносова, кафедра динамической геологии, Н.В. Лубинина, канд. геол-минер. н., e-mail: [email protected]
Учреждение РАН Институт геологии КарНЦ РАН, А.И. Слабунов, зав. лаб., докт. геол.-минер. н., e-mail: [email protected]
магнезиальных гранитоидов (санукитоидов) Панозерского массива, Карелия // Геохимия. 2003. № 8. С. 817-828.
Bibikova E.V., Petrova A., Claesson S. The temporal evolution of sanukitoids in the Karelian Craton, Baltic shield: an ion microprobe U—Th—Pb isotopic study of zircons // Lithos. 2005. Vol. 79. P. 129—145.
Enkin R.J. A computer program package for analysis and presentation of paleomagnetic data // Pacific Geoscience Centre. Geol. Survey Canada. Sidney, 1994. 16 p.
Fedotova M.A, Khramov A.N, Pisakin B.N., Priyatkin A.A. Early Proterozoic palaeomagnetism: new results from the intrusives and related rocks of the Karelian, Belomorian and Kola provinces, eastern Fennoscandian Shield // Geophys. J. Int. 1999. Vol. 137. P. 691—712.
Lobach-Zhuchenko S.B., Rollinson H.R., Chekulaev V.P. et al. The Archaean sanukitoid series of the Baltic shield: geological setting, geochemical characteristics and implications for their origin // Lithos. 2005. Vol. 79. P. 107—128.
McFadden P.L., McElhinny M.W. Classification of the reversal test in paleomagnetism // Geophys. J. Int. 1990. Vol. 103. P. 725—729.
Mertanen S, Pesonen L.J., Huhma H, Leino M.A.H. Paleomagnetism of the Early Proterozoic Layered Intrusions, Northern Finland // Bull. Geol. Surv. Finland. 1989. Vol. 347. 41 p.
Mertanen S, Vuollo J.I., Huhma H. et al. Early Paleopro-terozoic-Archaen dykes and gneisses in Russian Karelia of the Fennoscandian Shield — new paleomagnetic, isotopoic age and geochemical investigations // Precambr. Res. 2006. Vol. 144. P. 239—260.
Neuvonen K.J., Pesonen L.J., Pietarinen H. Remanent magnetization in the Archaean Basement and in the Cutting Diabase Dykes in Finland // Lab. Paleomagn. Dept. Geoph. Geol. Surv. Finland, Rep. 1996. Q29.1.
Pisarevsky S.A. New edition of the Global Paleomagnetic Database // EOS. 2005. Vol. 86. P. 170.
Поступила в редакцию 12.05.2009
