CC BY
14
УДК 550.38435:551.71 (470.22)
Н.В. Лубнина1, А.И. Слабунов2, А.В. Степанова3, А.Ю. Бубнов4,
с С п
Н.И. Косевич , М.А. Новикова6, Н.А. Тарасов7
ТРЕНД ПЕРЕМАГНИЧИВАНИЯ ПОРОД БЕЛОМОРСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА В ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЕ: ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СВИДЕТЕЛЬСТВА8
В результате комплексных исследований палеопротерозойских магматических комплексов установлен закономерный тренд перемагничивания. Показано, что фронт перемагничивания распространялся с северо-запада на юго-восток. Полученный тренд перемагничивания, возможно, отражает направление коллизии в палеопротерозое.
Установлена зависимость процессов перемагничивания от состава пород. Степень сохранности вторичных ранних и поздних компонент намагниченности, возможно, связана не только с составом протолитов, но и с различными условиями преобразований пород, в том числе с их флюидонасыщенностью.
Ключевые слова: Беломорский подвижный пояс, перемагничивание, палеопротерозой, палеомагнетизм, U—Pb-датирование, сфен, рутил.
As a result of integral investigation of the Paleoproterozoic magmatic complexes the trend of remagnetisation has been obtained. The direction of remagnetisation was propagated from North-West to the South-East. Probably, the new trend of remagnetisation reflects the strike of Paleoproteorozoic collision.
Correlation between remagnetisation processes and composition of the rocks have been deduced. Probably the extent of keeping of early and late secondary components is caused not only with protolithic composition but with different transformations of the rocks including whose fluid saturation.
Key words: Belomorian Mobile Belt, remagnetization, Paleoproterozoic, paleomagnetism, U—Pb dating, titanite, rutile.
Введение. Под перемагничиванием пород подразумевается процесс, который частично или полностью затушевывает первичную компоненту намагниченности. При палеомагнитных исследованиях традиционно выделяют метахронную компоненту, вторичную природу которой доказывают на основании тестов палеомагнитной надежности. При этом время приобретения породами вторичной компоненты намагниченности оценивается по сопоставлению либо с фанерозойской траекторией кажущейся миграции полюса, либо с полученными ранее докембрийскими ключевыми полюсами для этого тектонического блока. Однако при таком подходе определить время фиксации метахронной компоненты намагниченности и связать ее обра-
зование с определенной стадией тектонического процесса не представляется возможным. Вместе с тем в последнее время активное развитие изотопных методов сделало возможным датировать различные наложенные процессы. В частности, U—Pb-датирование циркона, сфена, монацита и рутила из полиметаморфических комплексов позволяет определить возраст и реконструировать последовательность и условия метаморфических преобразований.
В многочисленных публикациях показано, что разнообразные по составу породы, содержащие различные минералы-носители намагниченности, могут перемагничиваться по-разному [Zwing, 2003], а также ссылки в этой работе. Нами пред-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, профессор; e-mail: natalia.lubnina@gmail.com
2 Институт геологии Карельского научного центра РАН, лаборатория петрологии и тектоники, зав. лабораторией; e-mail: slabunov@krc.karelia.ru
3 Институт геологии Карельского научного центра РАН, лаборатория петрологии и тектоники, вед. науч. с.; e-mail: sa07@ mail.ru
4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, науч. с.; e-mail: bubnover@gmail.com
5 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, ассистент; e-mail: nkosevich@googlemail.com
6 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, ст. науч. с.; e-mail: mari_1989@mail.ru
7 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, студент; e-mail: piromen@inbox.ru
8 Работа выполнена за счет гранта РФФИ (проект № 15-05-00731), гранта РНФ (проект № 14-50-00029) и на приборах, закупленных по Программе развития Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова.
принята попытка скоррелировать время вторичных преобразований пород и образования вторичных компонент намагниченности на локальном участке, где совмещены разные по возрасту и составу комплексы: архейские эклогиты, палеопротеро-зойские габбронориты и высокожелезистые до-лериты, которые одновременно претерпели две стадии высокотемпературных метаморфических преобразований. В качестве базового полигона был выбран о. Воротная Луда в центральной части Беломорского подвижного пояса (Гридин-ское дайковое поле). Также в работе предпринята попытка оценить синхронность процессов пере-магничивания в одновозрастных и одинаковых по составу породах, расположенных в разных частях Беломорского подвижного пояса.
Ранее на основании изотопного датирования и—РЬ-методом сфенов и рутилов было показано, что в пределах Беломорского подвижного пояса установлено омоложение возраста наложенных процессов [Слабунов, 2008]. Изотопные данные свидетельствуют о закономерном уменьшении возраста сфенов от 1,92 млрд лет в северо-восточной части Беломорского подвижного пояса на границе с Лапландско-Кольским орогеном до 1,80 млрд лет в его юго-западной части на границе с Карельским кратоном [Бибикова и др., 1999б]. На границе с Карельским кратоном возраст сфенов резко меняется с 1888 млн лет до 2540—2683 млн лет [там же]. В то же время возраст рутилов в породах Карельского кратона и Беломорского подвижного пояса колеблется в интервале 1760+20 млн лет [Слабунов, 2008]. В породах Карельского кратона возраст сфенов лежит в интервале 2,87—2,65 млрд лет, это означает, что Карельский кратон не испытал с 2,65 млрд лет назад термальное воздействие выше 650—700 °С [Бибикова и др., 1999а]. Считается, что температура закрытия сфена составляет ~700 °С, в то время как температура закрытия рутила — ~450 °С, что наиболее близко блокирующим температурам среднетемпературных компонент намагниченности, т.е. изотопный возраст рутила, скорее всего, маркирует время приобретения породами среднетемпературной метахронной компоненты намагниченности.
Объекты исследований расположены в пределах Беломорского подвижного пояса Фенносканди-навского щита. Эта крупная структура расположена между Карельским архейским кратоном и палеопротерозойским Лапландско-Кольским коллизионным орогеном (гранулито-гнейсовым поясом) [Ранний докембрий.., 2005; Слабунов, 2008]. Многие исследователи рассматривают Беломорский подвижный пояс как форланд Лапландско-Кольского орогена, а его тектоническую структуру как суперпозицию неоархейских и палеопротерозойских тектонических процессов.
Беломорский подвижный пояс (БПП) сложен главным образом мезо- и неоархейскими
гранитогнейсовыми, метавулканогенными и па-рагнейсовыми комплексами. Его отличительные черты — неоднократное проявление интенсивных деформаций и метаморфизма в обстановке повышенного и умеренного давления как в неоархее, так и в палеопротерозое [Слабунов, 2008] и ссылки в этой работе. Граница Беломорского подвижного пояса со смежными структурами окончательно сформировалась в палеопротерозое, а результаты датирования ультраметаморфических мигматито-вых комплексов указывают на формирование ее в период 1,94—1,88 млрд лет назад [Слабунов и др., 2016].
Характерная особенность Беломорского подвижного пояса — широкое распространение в его пределах палеопротерозойских интрузивных образований, возраст которых варьирует от 2,50 до 2,12 млрд лет ^ерапоуа, 81ерапоу, 2010]. Среди палеопротерозойских интрузивных комплексов БПП установлены дайки и довольно крупные интрузивы (Ковдозерская и Кийостровская интрузии), но наиболее характерными и преобладающими являются мелкие тела неправильной формы. Дайки среди базитов БПП встречаются редко. Характерная морфологическая особенность палеопротерозойских базитов Беломорского подвижного пояса — тектонизированные контакты, рассланцованные породы эндоконтактовой части, рассланцевание в которых субсогласно с гнейсо-видностью вмещающих пород.
Палеопротерозойские базиты Беломорского подвижного пояса включают несколько возрастных групп, среди которых наиболее распространены дайки и малые интрузии комплекса лерцолитов—габброноритов [Степанов, 1981], время формирования которого оценивается в 2,43—2,39 млрд лет назад ^ерапоуа, 81ерапоу, 2010] и ссылки в этой работе. Породы лерцолит-габброноритового комплекса выделяются среди других палеопротерозойских интрузивных образований БПП тем, что часто сохраняют реликты первичных магматических структур и минералов, а также фрагменты первичных магматических контактов с вмещающими породами.
Вторая группа базитов, широко распространенная в Беломорском подвижном поясе, — высокожелезистые базиты (гранатовые или коронито-вые метагаббро) [Степанов, 1981], возраст которых по единичным определениям оценивается в 2,12— 2,18 млрд лет [Березин, Скублов, 2014; 81ерапоуа, 81ерапоу, 2010]. Железистые базиты в Беломорском подвижном поясе не сохраняют (или крайне редко сохраняют) реликты первичных минералов и преобразованы в гранат-клинопироксеновые апогаббровые амфиболиты, но в них часто диагностируются реликты магматических структур. Железистые габброиды в Беломорском подвижном поясе распространены несколько меньше, чем породы комплекса лерцолитов-габброноритов,
но установлены на всей его площади. В Беломорском подвижном поясе установлены и другие палеопротерозойские базиты, отличающиеся по составу и относительному геологическому возрасту от описанных выше, но они не датированы и/или распространены ограниченно ^ерапоуа, 81ерапоу, 2010] и ссылки в этой работе.
Степень метаморфических преобразований в палеопротерозойских базитах БПП варьирует от эклогитовой фации [Березин, Скублов, 2014; Слабунов и др., 2011] до умереннобарической амфиболитовой фации [Ранний докембрий.., 2005]. Наиболее интенсивно метаморфизованные габброиды установлены на побережье Белого моря в районе с. Гридино (Керетский архипелаг) и в районе пос. Салма (Кольский п-ов, оз. Бабинская Имандра). Наименее интенсивно метаморфизо-ванные габброиды установлены вблизи границы с Карельским кратоном. В этой зоне породы часто сохраняют реликты первичных минералов, а метаморфические преобразования в них выражены в виде тонких реакционных кайм граната и амфибола.
Для определения пространственного распределения вторичных компонент намагниченности были детально изучены объекты вдоль траверса Апатиты—Петрозаводск, который пересекает Беломорскую провинцию с северо-востока на юго-запад под острым углом (рис. 1) и в Южном Беломорье на островах Онежской губы Белого моря между г. Беломорск на севере и г. Онега на юге. Объекты Южного Беломорья, максимально удаленные от северной части Лапландско-Кольского орогена, расположены вблизи его предполагаемого юго-восточного продолжения [Самсонов и др., 2011].
Отдельное внимание было уделено изучению эклогитизированных базитов в наиболее детально изученном к настоящему времени районе Беломорского подвижного пояса (с. Гридино), на территории которого установлено несколько возрастных генераций эклогитов, различающихся как по времени формирования эклогитовых парагенезисов (архейских и палеопротерозойских [Володичев и др., 2004; Слабунов и др., 2011]), так и по составу и возрасту протолитов.
Методы исследований. Лабораторная обработка коллекций выполнена в петромагнитной лаборатории кафедры динамической геологии МГУ имени М.В. Ломоносова по стандартной методике. Для определения минералов-носителей намагниченности в породе изучена непрерывная зависимость магнитной восприимчивости от температуры в отсутствии внешнего магнитного поля на приставке-печи С8-3 («AGICO», Чехия). Измерения проводили до температуры 700 °С в поле 300 мТл. Измерения остаточной намагниченности в процессе температурных чисток выполняли на спин-магнитометре JR-6A («AGICO», Чехия). Для температурного размагничивания образцов
использована немагнитная печь TD48 («ASC Scientific», США) с величиной некомпенсированного поля не более 5—10 нТ.
Все образцы подвергнуты детальному ступенчатому температурному размагничиванию до температур точек Кюри для минералов-носителей намагниченности в исследуемых образцах. Число шагов температурной чистки варьировало от 10 до 20. Температурная чистка проводилась до полного размагничивания образцов или до того момента, когда величина намагниченности становилась соизмеримой с уровнем чувствительности измерительного прибора (п-10-5А/м). Для контроля над возможными вторичными изменениями основных минералов-носителей намагниченности в ходе лабораторного нагрева измеряли магнитную восприимчивость после каждого шага чистки. Измерения прекращали, если значения магнитной восприимчивости увеличивались в 2 раза и более. Чистка также прекращалась в случае хаотичного поведения вектора естественной остаточной намагниченности (ЕОН) в ходе нагрева.
Результаты ступенчатой температурной чистки образцов сопоставляли с данными магнитной чистки переменным магнитным полем контрольной группы образцов. Размагничивание проводили на приборе LDA—3A—AF («AGICO», Чехия) с диапазоном напряженности переменного поля от 1 до 100 мТ. Общее число шагов магнитной чистки до 15. Для проведения компонентного анализа [Kirschvink, 1980] использованы программы Remasoft 3.0 и PMGSC. Компонента считалась выделенной, если не менее 3 точек (шагов чистки) лежали на одной прямой на диаграмме Зийдер-вельда [Zijderveld, 1967].
Для каждой компоненты, выделенной в определенном температурном спектре, рассчитывали средние направления с учетом статистических параметров — кучности (K) и радиуса доверия (а95). Среднее направление для каждой компоненты намагниченности рассчитывали как по отдельным сайтам, так и по образцам в целом. Время приобретения породами намагниченности оценивали на основании тестов палеомагнитной надежности (теста контакта и обращения). С каждого среднего направления пересчитаны координаты палеополю-сов на координаты точек отбора образцов.
Результаты исследований. Для определения пространственного распределения разновозрастных метахронных компонент намагниченности в одновозрастных породах в пределах Беломорского подвижного пояса детально опробованы близкие по составу палеопротерозойские комлексы лерцолит-габброноритов вдоль траверса от оз. Бабинская Имандра до о. Бережной в Онежской губе (рис. 1, 2).
В ходе детального терморазмагничивания и чистки переменным полем образцов палеопротерозойских габброноритов выделены 2 компоненты
Рис. 1. Геологическая схема района работ, по [Слабунов, 2008], с добавлениями. Буквами обозначены точки палеомагнитного образования: ВЕ — о. Бережной; СН — оз. Северное Хаттомозеро; GR — Гридинское дайковое поле, о. Воротная Луда; КО — о. Кондостров; КЕ — оз. Варацкое, р. Кереть; КО — с. Ковда; OL — р. Олонга; 08 — о. Осинки; RO — оз. Бабинская Имандра,
о. Роватостров; ZH — пос. Шижня 1 — осадочные комплексы и граниты рапакиви, 1,58—1,48 млрд лет; 2 — вулканогенно-осадочные комплексы, 1,80—1,66 млрд лет; 3 — Лапландско-Кольский и Свекофеннский орогены, 1,8—2,0 млрд лет; 4 — вулканогенно-осадочные комплексы, 2,3—1,8 млрд лет; 5 — вулканогенно-осадочные комплексы, 2,5—2,3 млрд лет; 6 — вулканогенно-осадочные комплексы и магматические породы, > 2,5 млрд лет; 7 — архейские комплексы Беломорского подвижного пояса; 8 — основные интрузивные породы, 2,5—2,3 млрд лет; 9 — основные магматические породы, 2,3—1,98 млрд лет; 10 — нерасчлененные мафические дайки, > 1,98 млрд лет;
11 — границы террейнов Карельского кратона; 12 — объекты палеомагнитных исследований
намагниченности. Направление низкотемпературной компоненты совпадает с направлением современного геомагнитного поля в районе работ, в дальнейшем она была исключена из рассмотрения. Высокотемпературная/высококоэрцитивная компонента имеет блокирующие значения температуры до 560—590 °С и поля до 40—100 мТ. Компонента имеет преимущественно север-северо-западное
склонение и умереннонизкое положительное наклонение (рис. 3). Среднее направление этой компоненты в географической системе координат для каждого объекта приведено в табл. 1. Отметим, что по мере смещения с северо-запада (от границы с Лапландско-Кольским орогеном) на юго-восток (к Карельскому кратону) склонение меняется от северо-западного на северо-восточное.
Рис. 2. Геологическая схема о. Воротная Луда, по [Гранулитовые и эклогитовые..., 2011], с указанием точек палеомагнитного опробования: 1 — четвертичные отложения; 2 — дайки гранитоидов (а — аплиты, б — граниты); 3 — метагаббро; 4 — оли-виновый габброноритовый комплекс; 5 — Mg-толеиты; 6 — архейские эклогиты (а — с низким содержанием включений, б — с высоким содержанием включений); 6, 7 — элементы залегания; 8 — точки палеомагнитного опробования
Образцы габброноритов, отобранные из дайки на о. Кондостров, содержат две мета-хронные компоненты намагниченности. Первая KDА-компонента восток-северо-восточного склонения и умеренного положительного наклонения выделяется в интервале температуры 50—250 °С и переменного поля 3—15 мТл (рис. 3, к—м). Вторая KD-компонента намагниченности север-северо-западного склонения и умеренного положительного наклонения имеет спектр блокирующих температур до 590 °С и переменных полей до 100 мТл (рис. 3, к—м). Обе компоненты монополярны. По мере продвижения к центральной части габброноритового тела уменьшается степень амфиболитизации. Одновременно с этим в исследованных образцах закономерно уменьшается и доля KD-компоненты, в центральной части тела удалось выделить только одну высокотемпературную компоненту намагниченности север-северо-западного склонения и умеренного положительного наклонения. Среднее направле-
ние выделенных KD-компонент намагниченности приведены в табл. 1.
В образцах габброноритов, отобранных на о. Осинки и в районе пос. Шижня в Онежской губе, в интервале температуры до 575—590 °С и переменного поля до 80—100 мТл выделяются соответственно высокотемпературные 08- и 2Н-компоненты намагниченности юг-юго-западного склонения и низкого отрицательного/положительного наклонения (рис. 3, н—т). На основании значений спектра блокирующей температуры и данных термомагнитного анализа основной минерал-носитель намагниченности в этих породах представлен магнетитом. Средние направления 08- и 2Н-компонент намагниченности представлены в табл. 1.
Для оценки степени сохранности вторичных компонент намагниченности в разных по возрасту и составу породах, одновременно претерпевших две стадии высокотемпературных метаморфических преобразований, детально опробованы архей-
Таблица 1
Палеомагнитные направления для палеопротерозойских комплексов Беломорского подвижного пояса
Номер п/п Точка отбора Объект Компонента N Направление Возраст пород, млн лет
Dec ° Inc ° K а95 °
Северная часть Беломорского подвижного пояса оз. Бабинская Имандра
1 RO о. Роватостров РО 20 262 57,5 17,1 8,1 2450
с. Ковда
2 КО с. Ковда КО 16 314,0 47,8 58,3 4,9 2450
р. Кереть
3 КЕ р. Кереть КЕ 13 23,2 49,2 32,2 7,4 2450
Центральная часть Беломорского подвижного пояса, Гридинское дайковое поле
Вмещающие эклогиты (ЭК на рис.2)
4 GR о. Воротная Луда GR1 14 354,5 37,6 44,3 6,3 1980 (?)
5 PR1 14 28,6 60,5 30,0 7,4 1980(?)
Дайки оливиновых габброноритов (ГН на рис. 2)
6 GR о. Воротная Луда GR2 23 336,8 47,2 70,9 3,6 1880
7 GR2S* 23 13,4 -21,8 6,1 13,4 1880 (?)
8 GR о. Воротная Луда PR2 28 37,9 58,0 33,7 4,8 1980
9 PR2S* 28 23,7 18,9 9,6 9,3 1980
Дайка метагаббро (МГ на рис. 2)
10 GR о. Воротная Луда GR3 25 332,8 48,9 58,4 3,8 1880
Южная часть Беломорского подвижного пояса
11 СН о. Северное Хаттамозеро CH 14 22,3 56,0 21,1 8,9 2450
12 OL р. Олонга OL 10 13,8 52,0 17,7 11,8 2100
13 ZH пос. Шижня ZH 15 183,6 3,5 28,2 7,3 2450
14 OS о. Осинки OS 22 9,4 15,7 35,6 10,3 2450
15 BE о. Бережной BE 15 356,3 39,3 39,9 6,1 2450
16 BE2 о. Бережной BE2 20 357,6 50,3 17,9 7,9 2450
17 КО о. Кондостров КО 19 355,9 40,6 39,8 5,4 2450
Примечание: N — число образцов; Dec°, Inc° — склонение и наклонение средних направлений компонент в географической системе координат; K — кучность векторов; — радиус круга доверия при 95%-ной вероятности для среднего направления. Звездочкой отмечены палеомагнитные направления, исключенные из дальнейшего анализа.
ские эклогиты, палеопротерозойские габбронори-ты и метагаббро на о. Воротная Луда (Гридинское дайковое поле). В образцах архейских эклогитов выделяются две метахронные компоненты намагниченности. Первая компонента северо-западного склонения и умеренного положительного наклонения (компонента GR1, рис. 4, а—в) выделяется в интервале 250—500 °С, она монополярна. Среднее палеомагнитное направление GR1-компоненты приведено в табл. 1. Высокотемпературная компонента (PR1) выделяется как характеристическая (наиболее стабильная, идущая в начало координат диаграмм Зийдервельда) и имеет деблокирующие значения температуры 510—555 °С (рис. 4, а—в). Для большей части образцов высокотемпературная компонента имеет северо-восточное склонение и умеренное—крутое положительное наклонение (рис. 4, а—в). Среднее палеомагнитное направление выделенных PR1-компонент приведено в табл. 1.
В образцах дайки габброноритов в ходе ступенчатой температурной чистки также выделяются две метахронные компоненты естественной
остаточной намагниченности. Первая компонента северо-западного склонения и умеренного положительного наклонения имеет значения блокирующей температуры до 450—510 °С (рис. 4, г—е). Среднее направление этой компоненты приведено в табл. 1. Тест контакта отрицательный, что свидетельствует о послескладчатой природе выделенной компоненты намагниченности ^иЪппа й а1., 2015].
Вторая метахронная компонента естественной остаточной намагниченности (РЯ2) выделяется в образцах дайки габброноритов в интервале 510—580 °С (рис. 4, д—е). Данные термомагнитного анализа свидетельствуют, что основным минералом-носителем этой компоненты является однодоменный магнетит. Среднее направление высокотемпературной компоненты РЯ2 в современной системе координат приведено в табл. 1. Поскольку среднее направление высокотемпературной компоненты РЯ2, выделяемой в дайке габброноритов, лежит в пределах доверительного интервала среднего направления высокотемпературной компоненты PR1, выделенной во
СЕВЕРНАЯ ЧАСТЬ БЕЛОМОРСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА о. Роватостров, оз. Бабинская Имандра с. Ковда
ЮЖНАЯ ЧАСТЬ БЕЛОМОРСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА
о. Бережной, Онежская губа о. Кондостров, Онежская губа
Рис. 3. Примеры чистки переменным полем образцов даек лерцолит-габброноритового комплекса, отобранных в северной (о. Роватостров, оз. Бабинская Имандра и с. Ковда) и южной (о-ва Бережной, Кондостров и Осинки, пос. Шижня) частях Беломорского подвижного пояса. Для каждого образца слева направо: диаграмма Зийдервельда в географической системе координат (а, г, ж, к, н, р), стереопроекция направлений в географической системе координат (б, д, з, л, п, т) и кривая изменения величины естественной остаточной намагниченности в ходе чистки переменным полем (в, е, и, м, о, с). Белые кружки — проекции векторов на верхнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельда проекция на вертикальную плоскость), черные кружки — проекции векторов на нижнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельда проекция векторов на горизонтальную плоскость). Цифры у кружков — переменное поле, мТл. На диаграммах Зийдервельда буквы — выделенные компоненты (буквенные обозначения
компонент см. табл. 1)
АРХЕЙСКИЕ ЭКЛОГИТЫ
ДАЙКИ ГАББРОНОРИТОВ
ДАЙКА МЕТАГАББРО
Рис. 4. Примеры ступенчатой температурной чистки палеопротерозойских даек и вмещающих архейских эглогитов, опробованных на о. Воротная Луда (Гридинское дайковое поле): вмещающие архейские эклогиты (а—д); дайки лерцолит-габброноритового комплекса (е—к); дайка высокожелезистых метагаббро (л—о). Для каждого образца слева направо: диаграмма Зийдервельда в географической системе координат (а, е, л), кривая изменения величины естественной остаточной намагниченности в ходе температурной чистки (б, ж, м), стереопроекция направлений в географической системе координат (в, з, н), средние направления высокотемпературной (г, и, о) и среднетемпературных (д, к) метахронных компонент намагниченности в образцах вмещающих архейских эклогитов и палеопротерозойских даек лерцолит-габброноритового комплекса и высокожелезистых метагаббро соответственно. Белые кружки — проекции векторов на верхнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельда проекция на вертикальную плоскость), черные кружки — проекции векторов на нижнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельда проекция векторов на горизонтальную плоскость). Цифры у кружков указывают температуру магнитной чистки, °С. На диаграммах Зийдервельда
буквы — выделенные компоненты (см. рис. 1 и табл. 1)
Таблица 2
Палеомагнитные полюсы для палеопротерозойских комплексов Беломорского подвижного комплекса
Место отбора Индекс Ф, °К Л, °Е А95, ° фт, °К Возраст намагниченности, млрд лет Ссылка
Северная часть Беломорского подвижного пояса
Оз. Бабинская Имандра, о. Роватостров ЯО 31,9 324,4 12,1 54,7 2,10(?) эта работа
С. Ковда КО 43,1 270,6 6,3 46,7 1,98(?) эта работа
Р. Кереть КЕ 51,2 180,1 6,5 30,1 1,98(?) эта работа
Центральная часть Беломорского подвижного пояса
Гридинское дайковое поле, о. Воротная Луда РЯ 47,2 218,3 5,7 21,1 1,98 ^иЬтиа ег а1., 2015]
Гридинское дайковое поле, о. Воротная Луда GR 40,8 205,4 6,3 12,4 1,88 ^иЬпта ег а1., 2015]
Южная часть Беломорского подвижного пояса
О. Северное Хаттамозеро СН 58,1 177,9 9,2 36,5 1,90 эта работа
Р. Олонга OL 56,7 192,6 11,0 32,6 1,90 эта работа
Пос. Шижня ZH 23,7 210,9 3,7 1,8 1,77 эта работа
О. Осинки О8 33,1 204,1 5,4 8,0 1,77 эта работа
О. Бережной ВЕ 47,9 221,2 4,4 22,3 1,84 эта работа
О. Бережной ВЕ2 56,7 219,8 7,1 31,1 1,90 эта работа
О. Кондостров КО 49,1 223,7 4,0 23,2 1,84 эта работа
Примечание. Ф°, Л° — широта и долгота палеомагнитного полюса соответственно; А95, ° — радиус круга доверия палеомагнитного полюса в градусах; фт, °К — палеоширота (в градусах северной широты).
вмещающих эклогитах, перемагничивание пород произошло после внедрения дайки габброноритов. Отрицательные тесты складки и контакта свидетельствуют о вторичной природе выделенной в габброноритах высокотемпературной компоненты намагниченности.
Для даек высокожелезистых долеритов выделяется только одна высокотемпературная компонента намагниченности север-северовосточного склонения и умеренно положительного наклонения (GR3, рис. 4, з—к). Компонента разрушается в интервале до 555 °С. Среднее направление GR3-компоненты намагниченности в современной системе координат представлено в табл. 1. Тест контакта отрицательный — среднее направление GR3-компоненты намагниченности, выделенной в дайке высокожелезистых долеритов лежит в пределах доверительных интервалов для средних направлений среднетемператур-ных компонент намагниченности GR-1 и GR-2, выделенных во вмещающих эклогитах и дайке габброноритов, что свидетельствует об их вторичной при-
270
Рис. 5. Распределение на сфере средних направлений выделенных метахронных компонент естественной остаточной намагниченности. Черные кружки — проекция векторов на нижнюю полусферу, белые — на верхнюю. Буквенные обозначения компонент намагниченности см. в табл. 1 1 — предполагаемое время перемагничивания пород (1,77 млрд лет назад); 2 — время перемагничивания (1,88-1,84 млрд лет назад); 3 — то же (1,92-1,90 млрд лет назад); 4 — время перемагничивания пород (2,1 млрд лет назад)
роде. Перемагничивание пород произошло уже после внедрения даек высокожелезистых долеритов, это показывают отрицательные тесты контакта и складки.
Обсуждение результатов. Палеомагнитные полюсы, пересчитанные с направлений высокотемпературных компонент намагниченности в габброноритах северо-западной части Беломорского подвижного пояса (оз. Бабинская Имандра), значимо отличаются от палеопротерозойских палеомагнитных полюсов Карельского кратона, но наиболее близки таковому Кольского блока — 2,3—2,1 млрд лет (рис. 5, табл. 2). Отрицательный тест контакта свидетельствует об образовании
61728
0*2 кРт ВЕ
ВЕ2>_
КО,->1
,С5МЕ
рм
Р1*3
I I I I г • I + I I I I I I I I
ко
,'Г\ КЕ
•) ко 4
а?™ •-.у 1 Г1\ ко 2 Аке 3 €1 ко
Рис. 6. Сопоставление новых палеомагнитных полюсов, полученных для палеопротерозойских лерцолит-габброноритов и высокожелезистых метагаббро в различных частях Беломорского подвижного пояса с траекторией кажущейся миграции Карельского (темно-серая стрелка) и Кольского (светло-серые пунктирные линии) кратонов в интервале 2,45—1,20 млрд лет, по [Лубнина, 2009] с использованием данных [ВисИап Ы а1., 2000; Fedotova Ы а1., 1999]. Звездочками показаны палеомагнитные полюсы, пересчитанные с направлений компонент намагниченности на координаты точек отбора. Буквенные обозначения компонент
намагниченности см. в табл. 1
высокотемпературной метахроннои компоненты намагниченности уже после внедрения дайки габброноритов. Палеомагнитный полюс, пересчитанный с направления высокотемпературной компоненты, которая выделена в габброноритах в центральной части Беломорского подвижного пояса (с. Гридино), близок палеомагнитному полюсу 1,98 млрд лет назад Карельского кратона (рис. 6, табл. 2).
Палеомагнитный полюс, пересчитанный со среднего направления высокотемпературной компоненты намагниченности PR, лежит в па-леопротерозойской части траектории кажущейся миграции полюса (ТКМП) Карельского кратона в интервале 1,90—1,84 млрд лет (рис. 6, табл. 2). Исходя из этих данных мы оцениваем время образования высокотемпературной компоненты намагниченности PR в 1,90—1,84 млрд лет. Палео-
магнитный полюс, пересчитанный с направления среднетемпературной компоненты GR, близок палеомагнитным полюсам 1,79—1,77 млрд лет Карельского кратона (рис. 6). Высокие блокирующие температуры (до 510 °С) минералов-носителей этой компоненты намагниченности позволяют предположить ее образование под воздействием флюидов. Поскольку коллапс сопровождается большим количеством флюидов, воздействие которых может продолжаться в течение десятков миллионов лет после основного этапа коллизии, время образования вторичной метахронной компоненты намагниченности может запаздывать на несколько десятков миллионов лет по сравнению с главной фазой посторогенного коллапса. Следует также отметить, что и—РЬ-возраст рутилов в породах Карельского кратона и Беломорского подвижного пояса составляет 1760+20 млн лет
Рис. 7. Предполагаемый тренд перемагничивания пород Беломорского подвижного пояса в палео-протерозое. Стрелкой показано предполагаемое направление коллизии в палеопротерозое: 1 — Лапландско-Кольский и Свекофеннский орогены, 1,8—2,0 млрд лет; 2 — архейские комплексы Беломорского подвижного пояса; 3 — докембрийские комплексы Карельского и Мурманского кратонов, Кольской провинции; 4 — границы террейнов Карельского кратона; 5-8 — палеопротерозойские палеомагнитные полюсы, пересчитанные со вторичных компонент намагниченности: 5 — 1,77 млрд лет; 6 — 1,88-1,84 млрд лет; 7 — 1,92-1,90 млрд лет;
8 — 2,1 млрд лет
® | 5 ©
# | 8
[Слабунов, 2008], что свидетельствует о вторичном термальном воздействии до ~450—500 °С в этом временном интервале [Бибикова и др., 1999а].
В результате проведенных петро-палеомаг-нитных исследований процессов перемагничи-вания выделен тренд его омоложения с северо-востока на юго-запад, что хорошо согласуется с результатами изотопного датирования этих же комплексов (рис. 7). Полученный тренд пере-магничивания, возможно, отражает направление коллизии в палеопротерозое.
Выводы. 1. Первые данные о перемагничива-нии пород Беломорского подвижного пояса для близких по составу одновозрастных объектов, расположенных в различных частях Беломорского подвижного пояса, позволили выделить тренд омоложения перемагничивания (рис. 7) с северо-востока на юго-запад, что хорошо согласуется с
результатами изотопного датирования этих же комплексов. Полученный тренд перемагничива-ния, возможно, отражает направление коллизии в палеопротерозое.
2. В разных по составу породах, метаморфи-зованных одновременно в близких условиях, процессы перемагничивания проявляются по-разному. В эклогитах и габброноритах в центральной части Беломорского подвижного пояса сохраняется ранняя и фиксируется поздняя метахронная компонента намагниченности. В высокожелезистых метагаббро установлена только поздняя метахрон-ная компонента намагниченности.
3. Степень сохранности вторичных ранних и поздних компонент намагниченности, возможно, связана не только с составом протолитов, но и с разными условиями преобразований пород, в том числе с их флюидонасыщенностью.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Березин А.В., Скублов С.Г. Эклогитоподобные апо-габбровые породы Керетского архипелага (о-ва Сидоров и Большая Илейка, Белое море): Особенности состава, условия и возраст метаморфизма // Петрология. 2014. Т. 22. № 3. С. 265-286.
Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова С.В., Шельд Т. Тектоно-термальная эволюция земной коры Карельской и Беломорской провинций Балтийского щита в раннем докембрии по данным уран-свинцового изотопного исследования сфенов // Геохимия. 1999а. № 8. С. 842-857.
Бибикова Е.В., Слабунов А.И., Богданова С.В. и др. Ранний магматизм Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит: латеральная зональность и изотопный возраст // Петрология. 1999б. Т. 7, № 2. С. 115-140.
Володичев О. И., Слабунов А.И., Бибикова Е.В. и др. Архейские эклогиты Беломорского подвижного пояса, Балтийский щит // Петрология. 2004. Т. 12, № 6. С. 609-631.
Гранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли: Мат-лы науч. конф. и путеводитель научных экскурсий. Петрозаводск, 2011. 398 с.
Лубнина Н.В. Перемагничивание пород ВосточноЕвропейского кратона: тектоническое районирование и геодинамические индикаторы // Вестн. КРАУНЦ. 2009. № 2. С. 325-353.
Ранний докембрий Балтийского щита / Под ред. В.А. Глебовицкого. СПб.: Наука, 2005. 711 с.
Самсонов А.В., Третьяченко В.В., Носова А.А. и др. Фундамент Архангельской алмазоносной провинции как юго-восточная часть Лапландско-Кольского коллизионного орогена // Гранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли. Петрозаводск, 2011. С. 196-198.
Слабунов А.И. Геология и геодинамика архейских подвижных поясов на примере Беломорской провинции Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ РАН, 2008. 298 с.
Слабунов А.И., Азимов П.Я., Глебовицкий В.А. и др. Архейская и палеопротерозойская мигматизация пород Беломорской провинции Фенноскандинавского щита:
петрология, геохронология, геодинамические следствия // Докл. РАН. 2016. Т. 467, № 1. С. 71-74.
Слабунов А.И., Володичев О.И., Скублов С.Г., Березин А.В. Главные стадии формирования палеопро-терозойских эклогитизированных габбро-норитов по результатам U-Pb (SHRIMP) датирования цирконов и изучения их генезиса // Докл. РАН. 2011. Т. 437, № 2. С. 1-5.
Степанов В.С. Основной магматизм докембрия Западного Беломорья. Л.: Наука, 1981. 216 с.
Buchau K.L., Mertanen S., Park R.G. et al. Comparis-ing the drift of Laurentia and Baltica in the Proterozoic: the importance of key palaeomagnetic poles // Tectonophys. 2000. Vol. 319 (3). P. 167-198.
Fedotova MA, Khramov A.N., Pisakin B.N., Priyat-kin A.A. Early Proterozoic palaeomagnetism: new results from the intrusives and related rocks of the Karelian, Belomorian and Kola provinces, Eastern Fennoscandian Shield // Geo-phys. J. Int. 1999. Vol. 137. P. 691-712.
Kirschvink J.L. The least-squares line and plane and the analysis of paleomagnetic data // Geophys. J.R. Astr. Soc. 1980. Vol. 62. P. 699-718.
Lubnina N.V., Zakharov V.S., Novikova M.A., Voron-tsova V.P. Paleoproterozoic Remagnetization in the White Sea Mobile Belt, Karelia: Petro-paleomagnetic evidence and supercomputer modeling // Moscow Univ. Geol. Bul. 2015. Vol. 70 (2). P. 84-96.
Pasenko A.M., Lubnina N.V. The Karelian craton in the Paleoproterozoic: new paleomagnetic data // Moscow Univ. Geol. Bull. 2014. Vol. 69 (4). P. 189-197.
Stepanova A., Stepanov V. Paleoproterozoic mafic dyke swarms of the Belomorian Province, eastern Fennoscandian Shield // Precambr. Res. 2010. Vol. 183 (3). P. 602-616.
Zijderveld J.D.A.. Demagnetization of rocks: analysis of results // Methods in Paleomagnetism. Amsterdam a.o., 1967. P. 254-286.
Zwing A. Causes and Mechanism of Remagnetisation in Paleozoic rocks — a multidisciplinary approach: PhD thesis. München: Ludwig-Maximilian University, 2003. 159 p.
Поступила в редакцию 09.12.2015
