CC BY
33
УДК 550.38435:551.71
Н.В. Лубнина1, А.М. Пасенко2, М.А. Новикова3, А.Ю. Бубнов4
ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКИЙ КРАТОН В КОНЦЕ ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЯ: НОВЫЙ ПАЛЕОМАГНИТНЫЙ ПОЛЮС 1,79-1,75 МЛРД ЛЕТ НАЗАД5
В результате детальных палеомагнитных исследований позднепалеопротерозойских магматических комплексов Северного Приладожья и Онежской структуры ВосточноЕвропейского кратона получены надежные палеомагнитные полюсы для двух временных интервалов 1,80—1,78 и 1,76—1,75 млрд лет назад (л.н.). Согласно новым палеомагнит-ным данным финальная амальгамация кратонов Сьюпириор и Фенноскандия в составе палеопротерозойского суперконтинента Нуна/Колумбия началась 1,80—1,78 млрд л.н. и привела к образованию мегаконтинента Гудзонленд. Сопоставление одновозрастных полюсов 1,76—1,75 млрд л.н. для Фенноскандии и Волго-Сарматии позволяют реконструировать косую коллизию между этими сегментами Восточно-Европейского кратона и обосновать финальную амальгамацию около 1,70 млрд л.н.
Ключевые слова: палеомагнетизм, Восточно-Европейский кратон, Фенноскандия, палеопротерозой, палеомагнитный полюс, суперконтинент Нуна/Колумбия.
Particular paleomagnetic studies of the Late Paleoproterozoic magmatic complexes of the Ladoga Lake region and Onega structure of the East European craton obtained reliable paleomagnetic poles for two time intervals of 1,80—1,78 Ga and 1,76—1,75 Ga. According to new paleomagnetic data, the final amalgamation of the Superior and Fennoscandia inside of the Paleoproterozoic supercontinent Nuna/Colombia starts at 1,80—1,78 Ga ago and reduced to the formation of megacontinent Gutsonland. Comparison of coeval poles of 1,76—1,75 Ga for Fennoscandia and Volgo-Sarmatia allow to reconstruct the oblique collision between these segments of the East European craton and justify the final amalgamation of about 1,70 Ga ago.
Keywords: paleomagnetism, the East European craton, Fennoscandia, paleomagnetic pole, Paleoproterozoic, supercontinent Nuna/Columbia.
Введение. Согласно современным представлениям коллизия сегментов Восточно-Европейского кратона Фенноскандии и Волго-Сарматии произошла в интервале 1,80—1,75 млрд лет назад (л.н.) в результате финальной амальгамации суперконтинента Нуна/Колумбия [Bogdanova й а1., 2013; Р18агет8ку й а1., 2014]. Независимые тектонофизические и палеомагнитные данные свидетельствуют о дифференцированном вращении Волго-Сарматии на 46° против часовой стрелки относительно Фенноскандии в период 1,80—1,75 млрд л.н. [Е1т1^ й а1., 2010; Bogdanova й г1., 2013]. Детальные изотопные исследования палеопротерозойских дайковых роев Украинского щита позволили разделить два крупных магматических события — 1,80—1,78 и 1,76—1,75 млрд л.н. для Волго-Сарматии [Bogdanova й г1., 2013]. Однако в пределах Фенноскандии эти два события никак не разделялись.
Вместе с тем выполненные трансбалтийские корреляции свидетельствуют о разделении центральных и южных районов палеопротерозойского орогена Балтийского/Фенноскандинавского щита и платформенных областей на несколько тектонических мегадоменов, отделенных друг от друга и осложненных зонами преимущественно правого сдвига [Bogdanova й г1., 2015]. Формирование этих зон происходило последовательно между 1,86 и 1,75 млрд л.н. одновременно с продолжающейся аккрецией коры в сторону юго-запада. Это свидетельствует об одновременном существовании и повторяющихся эпизодических событиях, при этом зоны субдукции ступенчато падают в обратном направлении (на юг-юго-запад в современных координатах). Первое косое столкновение про-токонтинентов Волго-Сарматия и Фенноскандия в интервале 1,82—1,80 млрд л.н. мешало аккреционному росту коры в Свекофенском орогене.
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, профессор, докт. геол.-минерал. н.; e-mail: [email protected]
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, магистрант; e-mail: [email protected]
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, ст. науч. с.; e-mail: [email protected]
4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, науч. с.; e-mail: [email protected]
5 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (грант № 14-05-00731) и на оборудовании, приобретенном по Программе развития МГУ имени М.В. Ломоносова.
На западе система Свекофенских тектонических доменов и сдвиговых зон, разделенных 1,70— 1,55 млрд л.н. орогенными поясами, маркируют границу Лаврентии—Гренландии—Балтии в составе суперконтинента Нуна/Колумбия [Bogdanova й а1., 2015]. Вместе с тем корректно разделить два магматических события 1,80—1,78 и 1,76—1,75 млрд л.н. для Фенноскандии, получить для каждого из них надежные палеомагнитные полюсы и в дальнейшем использовать их для корреляции событий с Волго-Сарматией, не представлялось возможным. Полученные изотопные датировки по лампрофирам Северного Приладожья [Woodard й а1., 2014] и Ропручейского силла Онежской структуры ^иЬтпа й а1., 2012] позволяют восполнить этот пробел.
Объекты исследований. Для палеомагнитных исследований выбраны три района исследований в Южной Карелии — Северное Приладожье (между п. Мейери и п. Ланденпохья), юго-западная часть Онежской структуры (Ропручейский силл) и восточная часть Онежской структуры (о-ва Горелый и Деда).
Северное Приладожье. Район работ находится вблизи сочленения палеопротерозойского Свекофенского орогена и архейского Кольско-Карельского кратона (рис. 1). Они разделены сложнопостроенной зоной тектонического разрыва — Раахе-Ладожской зоной, по которой комплексы Свекофенского орогена структурно надвинуты на архейское Карельское основание (2,0—1,7 млрд л.н.). Формирование Раахе-Ладожской зоны включает несколько стадий транстенсии и транспрессии, которые были маркированы периодом реактивации (1,80—1,75 млрд л.н.), что совпадает с финальной стадией амальгамации Восточно-Европейского кратона, коллизии Фенноскандинавского и Волго-Уральского сегментов Восточно-Европейского кратона [Bogdanova й а1., 2013].
Раахе-Ладожская зона в южной части представлена Пашско-Ладожским грабеном. Согласно данным сейсморазведки Пашско-Ладожский бассейн представляет собой выходящий на дневную поверхность фрагмент системы рифтогенных прогибов, широко развитых под платформенным чехлом Восточно-Европейской платформы, а также в западной части Фенноскандинавского щита [Светов, 1976].
Кристаллический фундамент в Северном При-ладожье сложен мигматизированными гнейсами (1,92—1,90 млрд лет) и пироксен-гранатовыми тоналитами (1,88—1,86 млрд лет) относящимися к Свекофенскому домену Фенноскандии [Koistinen, 8аИук^а, 1999; Koistinen et а1., 2001]. Граница архейского домена сечется северо-восточной раз-ломной зоной Мейери, традиционно выделяемой в качестве границы между архейским и палеопро-терозойским кратонами (рис. 1, Б) [Балтыбаев и др., 1996].
Палеопротерозойские дайки лампрофиров субширотного простирания изучены в районе п. Мейери, п. Ланденпохъя и на близлежащих островах (рис. 1, А). Никаких признаков деформаций и метаморфизма в лампрофировых дайках не установлено [Ек1и^, Shebaniov, 2005; Mertanen et а1., 2006; Woodard et а1., 2014]. Возраст пород согласно результатам и—РЬ-датирования по цирконам составляет 1781+20 млн лет [Woodard et а1., 2014].
Юго-западная часть Онежской структуры (Ропручейский силл) (рис. 1, Б). Позднепа-леопротерозойские вепсские породы в пределах Фенноскандии распространены неравномерно. В стратотипическом районе Западного Прионе-жья разрез вепсия (1,85—1,65 млрд лет) сложен преимущественно терригенными породами и представлен двумя свитами — нижней петрозаводской (мощность до 300 м) и верхней шокшинской (мощность до 700 м). Нижняя базальная подсвита петрозаводской свиты сложена главным образом кварц-полевошпатовыми песчаниками, песчано-гравелитовыми породами и полимиктовыми ба-зальными конгломератами общей мощностью до 200 м. Верхняя подсвита состоит преимущественно из крупнозернистых косослоистых кварцевых песчаников с линзами внутриформационных конгломератов общей мощностью до 100 м. Завершается разрез верхней подсвиты пакетом из двух лавовых потоков окисленных краснокаменных толеитовых базальтов общей мощностью 33 м [Светов, 1979, 2005].
Шокшинская свита сложена терригенны-ми породами, красноцветными в нижней части и постепенно сменяющимися к верхней части разреза сероцветными. В строении свиты выделяются три подсвиты. Основание нижней подсвиты состоит из олигомиктовых кварцевых конгломератов, кварцито-песчаников с тонкими прослоями алевролитов, а также малиновых и красновато-бурых кварцито-песчаников с обилием косослоистых текстур, общая мощность 150—170 м. Средняя подсвита более однородная по составу, представлена главным образом розовыми средне-крупнозернистыми песчаниками и кварцито-песчаниками с маломощными прослоями алевролитов и седиментогенных брекчий общей мощностью 200—250 м. Завершают разрез свиты полевошпатовые песчаники, алевролиты и кварцито-песчаники, содержащие тонкие прослои филлитовидных темноокрашенных алевролитов общей мощностью до 350 м.
Изверженные породы Западного Прионежья представлены образованиями вепсского вулкано-плутонического комплекса, в состав которого входят лавовые потоки Кайлахтинской вулканической зоны, Ропручейский силл габбро-долеритов и дайки габбро-долеритов, вскрытых бурением [Светов, 1979; Светов, Свириденко, 2005]. Возраст пород согласно данным и—РЬ-датирования по
Рис. 1. Геологическая схема района работ (А) с указанием точек палеомагнитного опробования. На врезке (Б) положение района работ в пределах Онежской структуры: на А: 1 — мезопротерозойские дайки; 2 — мезопротерозойский Валаамский силл; 3 — вулканогенно-осадочные породы салминской свиты; 4 — долеритовые дайки, прорывающие массивы гранитов рапакиви; 5 — граниты рапакиви (1,62—1,54 млрд лет); 6 — архейский и палеопротерозойский фундамент; 7 — точки опробования; на Б: 1 — долеритовые дайки обнаженные (а) и предполагаемые (б); 2 — гранитоиды; 3 — гибридные породы; 4 — габбро-нориты обнаженные (а) и предполагаемые выходы (б); 5 — микроклин-плагиоклазовые, плагиомикроклиновые и пегматоидные граниты с реликтами тоналитов и ксенолитами апобазальтовых пород; 6 — предполагаемые разломы; 7 — установленные (а) и предполагаемые (б) геологические границы; 8 — расслоенность, гнейсовидность и контакты геологических тел: наклонные (а) и вертикальные (б); 9 — профили аэромагнитной съемки; 10 — дорога на карьер
бадделеиту составляет 1752+12 млн лет [Lubnina et al., 2012].
Восточная часть Онежской структуры (о-ва Горелый и Деда). Две долеритовые высокожелезистые дайки север—северо-западного простирания, прорывающие неоархейские гранитогнейсы (2,68—2,72 млрд лет) и сумийскую габброидную дайку (2,505 млрд лет), опробованы в восточной части Онежского озера на о-вах Деда и Горелый (рис. 1, Б). Мощность долеритовых даек 1—1,5 м. Для палеомагнитных исследований отобрано 46 образцов из высокожелезистых маломощных даек, а также 10 образцов гранитогнейсов как в экзоконтактовой зоне, так и на удалении до 50 м от зоны контакта.
Всего для проведения палеомагнитных исследований отобрано 154 ориентированных образца.
Методика отбора образцов и лабораторных палеомагнитных исследований. Отбор ориентированных образцов для палеомагнитных исследований осуществлялся с помощью портативного минибура. Также были отобраны ориентированные штуфы, из которых впоследствии выпиливали кубики с ребром 2 см. Для ориентировки образцов керна и штуфов в пространстве использовали магнитный и солнечный компасы.
При отборе образцов предпочтение отдавалось мелкозернистым разностям из контактовых зон мафических интрузивных тел. Из маломощных даек (до 2 м) отобрано по 10—15 образцов; из даек, мощность которых превышала 3—5 м, — 15—20 образцов вкрест простирания даек. Для оценки возраста приобретения породами компонент намагниченности (для проведения теста контакта) отобраны образцы из вмещающих пород как непосредственно из зоны контакта, так и на удалении до 100 м от нее.
Лабораторные исследования проводили в пе-тромагнитной лаборатории МГУ имени М.В. Ломоносова и в палеомагнитной лаборатории Лундского Университета (Лунд, Швеция), они включали полный цикл обработки палеомагнит-ных и петромагнитных исследований коллекций образцов по современной методике [Палеомагни-тология, 1982].
Петромагнитные исследования образцов выполнены на каппа-мосте «KLY-4S», оборудованном приставкой-печью CS4 («AGICO», Чехия). Все образцы подвергнуты ступенчатой температурной чистке до 590—600 °С, часть — чистке переменным магнитным полем до 100 мТл. Число шагов чистки составляло не менее 15—20. Для размагничивания образцов использована немагнитная печь TD—48 («ASC», США), для измерения остаточной намагниченности — спин-магнитометр JR—6 («AGICO», Чехия) и SQUID-магнитометр («2G-Enterprises», США). Контроль за возможными вторичными изменениями в ходе температурной чистки осуществлялся с помощью измерения магнитной
восприимчивости после каждого шага размагничивания на каппа-мосте KLY-4S («AGICO», Чехия). При анализе полученных данных компоненты Jn выделены с помощью ортогональных проекций [Zijderveld, 1967], а при вычислении направлений этих компонент использован метод наименьших квадратов [Kirschvink, 1980]. Компьютерная обработка результатов измерений выполнена с помощью компьютерных программ [Enkin, 1994].
Результаты палеомагнитных исследований и их обсуждение. Результаты лабораторной обработки пилотной коллекции образцов из лампрофировых даек Северного Приладожья в палеомагнитной лаборатории Университета Хельсинки (Финляндия), отобранных в ходе экспедиционных работ 2013 г., позволили получить новый палеомагнитный полюс 1,79 млрд л.н. для Фенноскандии. Согласно полученным данным Фенноскандинавский сегмент Восточно-Европейского кратона в интервале 1,79—1,75 млрд л.н. переместился из тропических в приэкваториальные широты Северного полушария с одновременным разворотом против часовой стрелки.
Анализ результатов магнитной чистки показывает, что в значительной части образцов как вмещающих эклогитов, так и даек двух генераций присутствуют три компоненты намагниченности (рис. 2). Наименее стабильная из них, иногда очень слабая низкотемпературная компонента (PDF) разрушается обычно до 250 °C. Направление этой компоненты близко направлению современного геомагнитного поля в районе работ, в дальнейшем ее исключали из анализа.
В образцах эклогитов в интервале 250—500 °C выделяется метахронная компонента северозападного склонения и умеренного положительного наклонения (компонента GR1 на рис. 2, а—в). Компонента монополярна. Распределение выделенных GR1-компонент на сфере показано на рис. 3, среднее палеомагнитное направление этой компоненты приведено в табл. 1. Высокотемпературная компонента (PR1) выделяется как характеристическая (наиболее стабильная, идущая в начало координат диаграмм Зийдервельда). Компонента имеет деблокирующие значения температуры 510—555 °C (рис. 2, а—в). Для большей части образцов высокотемпературная компонента имеет северо-восточное склонение и умеренное—крутое положительное наклонение (рис. 2, а—в). Распределение выделенных PR1-компонент на сфере показано на рис. 3, среднее палеомагнитное направление этой компоненты приведено в табл. 1.
В образцах из дайки I генерации в ходе ступенчатой температурной чистки выделяются две высокотемпературные компоненты естественной остаточной намагниченности. Первая компонента имеет значения блокирующей температуры до 450—510 °C (рис. 2, г—е). Среднее направление этой компоненты в современной системе коорди-
Рис. 2. Примеры ступенчатой температурной чистки: А — образцов лампрофировых даек, отобранных около п. Мейри (а, б, г) и оз. Поляково (в—д); Б — образцов габбро-долеритов Ропручейского силла (е—з) и вмещающих вепсийских кварцито-песчаников шокшинской свиты (и—л); В — образцов долеритовых даек восточной части Онежской структуры (ж—и): людиковийской доле-ритовой дайки са 1,75 млрд лет (м—о) и сумийской дайки са 2,505 млрд лет (п—с). Для каждого образца слева направо: диаграмма Зийдервельда в географической системе координат (а, д, е, и, м, п), кривая изменения величины естественной остаточной намагниченности в ходе температурной чистки (г, з, л, о, с) и стереопроекция направлений в географической системе координат (б, в, ж, к, н, р) лампрофировых даек Северного Приладожья, габбро-долеритов Ропручейского силла и долеритовых даек восточной части Онежской структуры соответственно. Полые кружки — проекции векторов на верхнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельда проекция на вертикальную плоскость), залитые кружки — проекции векторов на нижнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельда проекция векторов на горизонтальную плоскость). Цифры у кружков указывают температуру магнитной чистки в °С. На диаграммах Зийдервельда буквы — выделенные компоненты. Буквенные обозначения см. табл. 1 и пояснения в тексте
Таблица 1
Палеомагнитные направления для палеопротерозойских комплексов Беломорского подвижного пояса (Гридинское дайковое поле)
Номер п/п Компонента N Направление Возраст, млн лет
Dec° Inc° K а95°
Вмещающие эклогиты
1 GR1 14 354,5 37,6 44,3 6,3 1980(?)
2 КА 14 28,6 60,5 30,0 7,4 1980(?)
Дайка I генерации
3 GR2 23 336,8 47,2 70,9 3,6 1880
4 GR2S 23 13,4 -21,8 6,1 13,4 1880 (?)
5 PR2 28 37,9 58,0 33,7 4,8 1980
6 PR2S 28 23,7 18,9 9,6 9,3 1980
Дайка II генерации
7 GR3 25 332,8 48,9 58,4 3,8 1880
8 PR3 25 40,3 57,7 42,7 4,5 1980
Среднее направление GR-компоненты 3 334,6 47,9 1880
Среднее направление PR-компоненты 3 28,6 58,5 1980
Примечания: N — число образцов; Dec°, Inc° — склонение и наклонение средних направлений компонент в географической системе координат; K — кучность векторов; а95 — радиус круга доверия при 95%-ной вероятности для среднего направления; полужирным шрифтом выделены средние палеомагнитные направления компонент GR и PR, используемых в интерпретации.
нат N=23; Dec=336,8°; 1пс=47,2°; К=70,9; а95=3,6° (рис. 3; табл. 1, 2) Поскольку дайка I генерации смята в складки и ориентированные образцы были отобраны из разных крыльев складок, для оценки времени приобретения породами этой компоненты намагниченности применен ступенчатый тест распрямления складки. Максимальная кучность распределения единичных векторов на сфере достигалась при нулевом распрямлении складки. Кучность GR2-компоненты в современной системе координат выше, чем в стратиграфической — К/^=11,7, что свидетельствует о приобретении породами этой компоненты намагниченности после складкообразования. Для дальнейшего анализа использовалось направление GR2 в современной системе координат. Среднее направление
Рис. 3. Распределение на сфере направлений выделенных компонент намагниченности в географической системе координат. На стереограмме полые знаки — проекции векторов на верхнюю полусферу, залитые знакии — проекции векторов на нижнюю полусферу. Звездочкой обозначено среднее направление, выделенное в габбро-долеритах Ропручейского силла (1,75 млрд лет), квадратиками — среднее направление, выделенное в лампрофировых дайках Северного Приладожья и долеритовых дайках восточной части Онежской структуры (1,79 млрд лет). Пунктиром показаны круги доверия при 95% вероятности для средних направлений выделенных компонент намагниченности. Некоторые буквенные обозначения компонент намагниченности см. в табл. 1
GR2-компоненты близко среднему направлению GR1-компоненты, выделенной во вмещающих эклогитах (рис. 3). Отрицательный тест контакта свидетельствует о частичном вторичном перемаг-ничивании пород в момент формирования средне-температурных компонент GR1 и GR2.
С
Ю
Фенноскандия Современное положение
Ценп )рально-К' террв1 эрельский 1Н //■;■ /6 V 1 шГ
Щ\Л 0 1 Водло. тей Юрский оейн
™ Т1- щ Н/М ( •то) экватор
1,98 1,79 1,75 Время, млрд лет
Рис. 4. Тренд перемещения Фенноскандинавского сегмента Восточно-Европейского кратона в интервале 1,98—1,75 млрд л.н.
Вторая компонента естественной остаточной намагниченности (РК2) выделяется в образцах дайки I генерации в интервале температуры 510—580 °С (рис. 2, д—е). Поскольку высокотемпературная компонента полностью разрушается при 560—580 °С, то основным носителем этой компоненты намагниченности, скорее всего, является магнетит. Среднее направление высокотемпературной компоненты РК2 в современной системе координат составляет N=28; Dec=37,90; 1пс=58,0°; К=33,7; а^=4,9° (рис. 3; табл. 1). После распрямления складки среднее направление этой компоненты PR2S в стратиграфической системе координат: N=28; Dec=23,7°; 1пс=18,9°; К=9,6; а95=9,3° (рис. 3; табл. 1). Кучность в современной системе координат значительно выше, чем
в древней, — к/кб=3,5, что свидетельствует о вторичной природе выделенной высокотемпературной компоненты намагниченности. Среднее направление высокотемпературной компоненты PR2, выделяемой в дайке I генерации, лежит в пределах доверительного интервала среднего направления высокотемпературной компоненты PR1, выделенной во вмещающих эклогитах (рис. 4), что свидетельствует о перемагничивании пород после внедрения дайки I генерации. Отрицательные тесты складки и контакта свидетельствуют о вторичной природе выделенной высокотемпературной компоненты намагниченности.
Для даек II генерации характерны два типа поведения вектора естественной остаточной намагниченности в ходе температурной чистки.
Таблица 2
Палеомагнитные полюсы для палеопротерозойских комплексов Беломорского подвижного комплекса,
использованные в реконструкциях
Место отбора Индекс Ф, Л, °Е А95, град. фШ, Возраст, млрд лет Ссылка
Гридинское дайковое поле, о. Воротная Луда РК 47,2 218,3 5,7 21,1 1,98 эта работа
Водлозерский террейн УБ 68,2 245,6 8,4 41,9 1,98 эта работа
Центрально-Карельский тер-рейн, перемагничивание КС 45,2 192,4 8,0 19,8 1,88 [Лубнина, 2009]
Водлозерский террейн, перемаг-ничивание GR 40,8 205,4 6,3 12,4 1,88 [там же]
Водлозерский террейн, Ропру-чейский силл КS 34,8 209,6 13,3 6,2 1,75 [Вс^апоуа е! а1., 2013]
Примечания: Ф°, Л° — широта и долгота палеомагнитного полюса соответственно; А95, — радиус круга доверия палеомаг-нитного полюса, в градусах; фш, — палеоширота (в градусах северной широты).
Буквами обозначены палеомагнитные полюсы, пересчитанные с направлений выделенных компонент намагниченности для террейнов Карельского кратона: Центрально-Карельского: 1Ь — для 1,98 млрд л.н., КС — для 1,79 млрд л.н.; Водлозерско-го: УБ — для 1,98 млрд л.н., КУ — для 1,79 млрд л.н., RS — для 1,75 млрд л.н.
В первом случае выделяется только одна высокотемпературная компонента намагниченности северо-северо-восточного склонения и умеренно положительного наклонения (рис. 2, з—к). Компонента разрушается до 555 °С. Для второго типа образцов в температурном интервале 350—520 °С на диаграммах Зийдервельда фиксируются закругленные участки, что свидетельствует о перекрытии спектров значений блокирующей температуры двух различных минералов-носителей намагниченности и невозможности полного разделения двух высокотемпературных компонент ЕОН. Вместе с тем в двух узких диапазонах — от 250 до 350 °С и от 520 до 580 °С выделяются компоненты намагниченности GR3 и PR3 соответственно (рис. 2). Компонента GR3 демонстрирует северо-западное склонение и умеренное положительное наклонение (рис. 3). Среднее направление этой GR3-компоненты намагниченности в современной системе координат составляет N=25; Dec=332,8°; 1пс=48,9°; К=58,4; а95=3,8° (рис. 3; табл. 1). Тест контакта отрицательный — среднее направление среднетемпературной GR3-компоненты намагниченности, выделенной в дайке II генерации, лежит в пределах доверительных интервалов для средних направлений среднетемпературных компонент намагниченности GR1 и GR2, выделенных во вмещающих эклогитах и дайке I генерации, что свидетельствует об их вторичной природе. Пере-магничивание пород произошло уже после внедрения даек II генерации, о чем свидетельствуют отрицательные тесты контакта и складки.
Палеомагнитные полюсы GR и PR пересчитаны со средних направлений высокотемпературных компонент намагниченности GR и PR на координаты точек отбора ф=65,9°^ Х=34,7°Е (табл. 2). Поскольку обе компоненты намагниченности вторичные, образовавшиеся после внедрения даек двух генераций, то время приобретения породами этих компонент намагниченности может
быть оценено только по косвенным признакам. В результате независимого изотопного и—РЬ-датирования сфенов установлено закономерное уменьшение их абсолютного возраста в пределах Беломорского подвижного пояса от 1,92 млрд лет в его северо-восточной части до 1,80 млрд лет в юго-западной части на границе с Карельским кратоном [Бибикова и др., 1999]. Поскольку температура закрытия изотопной системы сфена ~700 °С, то можно говорить, что все породы Беломорского подвижного пояса были перемагничены в этом временном интервале. Палеомагнитный полюс, пересчитанный со среднего направления высокотемпературной компоненты намагниченности PR, лежит в палеопротерозойской части траектории кажущейся миграции полюса (ТКМП) Карельского кратона в интервале 1,98—1,88 млрд лет (рис. 5, табл. 2). Кроме того, полученный в работе палеомагнитный полюс близок палеомаг-нитному полюсу 1,98 млрд лет для Водлозерского террейна Карельского кратона [Pasenko, Lubnina, 2014]. Исходя из этих данных мы оцениваем время образования высокотемпературной компоненты намагниченности PR в 1,79—1,78 млрд л.н.
Образование высокотемпературной компоненты намагниченности, вероятно, связано с посторо-генным коллапсом. Коллапс коллизионных систем возникает вследствие гравитационной неустойчивости аномально мощной континентальной коры, возникающей в процессе коллизии. В результате происходит коллапс в режиме растяжения при резком понижении давления и температуры в течение небольшого промежутка времени. Возникающая при таком режиме намагниченность имеет термовязкую природу (резкое снижение температуры ниже точки Кюри минералов-носителей намагниченности за короткий интервал времени) и полностью уничтожает первичную намагниченность, образованную в момент формировании пород. Новообразованная вторичная компонента моно-
Рис. 5. Реконструкция взаимного положения Фен-носкандинаского и Волго-Сарматского сегментов Восточно-Европейского кратона в интервале 1,80— 1,77 млрд л.н. (А) и 1,76— 1,75 млрд л.н. (Б)
полярна и чаще всего является единственной при компонентном анализе, за исключением вязкой (современной) компоненты намагниченности.
Оценить время образования среднетемпера-турной метахронной компоненты намагниченности GR несколько проблематично. Палеомагнит-ный полюс, пересчитанный с направления этой компоненты на координаты точек отбора образцов (рис. 5), значимо отличается (на 60—90°) по широте от палеопротерозойских палеомагнитных полюсов для Карельского кратона, полученных ранее ^ёо!оуа et а1., 1999; Bogdanova et а1., 2013]. Вместе с тем полученное нами направление ме-тахронной компоненты намагниченности близко направлению свекофенского перемагничивания (~1,8 млрд лет) для Карельского кратона. Высокие значения блокирующей 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. Воздействие флюидов разного состава приводит к образованию новых минералов-носителей намагниченности в результате окисления первичных минералов и приобретению породами вторичной (метахронной) компоненты намагниченности. Новообразованная компонента может быть как моно-, так и биполярна. При этом направления векторов естественной остаточной намагниченности, отвечающих различным минералам-носителям намагниченности, практически совпадают между собой. вторичная компонента может образовываться до-, в процессе и после складчатости. Следует также отметить, что и—РЬ-возраст рутилов в породах Карельского кратона и Беломорского подвижного пояса составляет 1760+20 млн лет [Слабунов, 2008], что свидетельствует о вторичном термальном воздействии (~450—500 °С) в этом временном интервале [Бибикова и др., 1999].
Положения этих террейнов 1,78—1,75 млрд л.н. определялось на основании палеомагнитных данных исследования палеопротерозойских комплексов Онежской структуры Карельского кратона и Свекофеннской зоны [Bogdanova et a1., 2013] и новых кондиционных палеомагнитных определений (табл. 2).
Совпадение угловых расстояний между парами одновозрастных «ключевых» полюсов Фенноскан-дии и Сьюпириор в интервале 1,79—1,75 млрд л.н. свидетельствует об их перемещении в пределах единой литосферной плиты. Именно для этого периода выявлено резкое увеличение скорости пе-
ремещения Фенноскандии. Подобное увеличение скорости перемещения коррелирует со временем окончательной амальгамации суперконтинента Нуна/Колумбия и образованием мегаконтинента Гудзонленд.
Новые палеомагнитные данные для Амазонии (палеомагнитные полюсы 1,79 и 1,75 млрд л.н. [Bispo-Santos et a1., 2014]) скоррелированы с палеомагнитными данными, полученными ранее для Волго-Сарматии et a1., 2012;
Bogdanova et г1., 2013]. Совпадение угловых расстояний между парами одновозрастных полюсов этих кратонов свидетельствует об их совместном перемещении в пределах единой литосферной плиты в конце палеопротерозоя, причем кратон Амазония оказался развернутым на 150° против часовой стрелки относительно его современного положения. В пользу такой конфигурации этих кратонов свидетельствует и возраст омоложения коллизионных процессов в Свекофенском домене Фенноскандии и Амазонии.
Выводы. 1. В результате палеомагнитных исследований палеопротерозойских комплексов Северного Приладожья, юго-западной и восточной частей Онежской структуры выделены высокотемпературные характеристические компоненты намагниченности, первичная природа которых доказана на основании положительных тестов контакта.
2. Впервые в восточной части Онежской структуры выделена первичная высокотемепратурная компонента намагниченности, близкая по направлению таковой в палеопротерозойских комплексах 1,78—1,75 млрд л.н. Первичность компоненты и отсутствие более позднего перемагничивания пород доказаны на основании положительного теста контакта.
3. Выделенные первичные высокотемпературные компоненты намагниченности можно разделить на два кластера: 1,80—1,79 и 1,76—1,75 млрд л.н. Новые палеомагнитные и изотопные данные, полученные нами, позволили разделить два импульса — 1,79—1,78 и 1,76—1,75 млрд л.н. магматической активности в Фенноскандии. Полученные надежные палеомагнитные полюсы для Фенноскандии позволили уточнить тренд ее перемещения в интервале 1,79—1,75 млрд л.н. и построить реконструкцию образования мегаконтинента Лаврентия—Фенноскандия на период амальгамации суперконтинента Нуна/Колумбия, а также впервые на количественном уровне реконструировать процесс финальной амальгамации двух сегментов Восточно-Европейского кратона — Фенноскандии и Волго-Сарматии в позднем палеопротерозое.
4. Согласно новым палеомагнитным данным первый (1,79—1,78 млрд л.н.) кластер связан с началом финальной амальгамации кратонов Сьюпириор и Фенноскандии в составе палеопротерозойского
суперконтинента Нуна/Колумбия, приведшей к образованию мегаконтинента Гудзонленд.
5. Второй импульс коррелирует с началом косой коллизии между Фенноскандией и Волго-Сарматией, приведшей к образованию единого Восточно-Европейского кратона около 1,70 млрд л.н. [Bogdanova е! а1., 2013].
6. Отметим, что конфигурация мегаконтинента Гудзонленд (кратоны Сьюпириор—Фенноскандия) не претерпевала существенных изменений вплоть до начала распада палео-мезопротерозойского суперконтинента Нуна/Колумбия.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Балтыбаев Ш.К., Глебовицкий В.А., Козырева И.В., Шульдинер В.И. Мейери разлом: главный элемент су-турной границы между Карельским кратоном и Све-кофеннским поясом в Ладожской зоне Балтийского щита // Докл. РАН. 1996. Т. 348. С. 581-584.
Лубнина Н.В. Перемагничивание пород ВосточноЕвропейского кратона: тектоническое районирование и геодинамические индикаторы // Вестн. КРАУНЦ. 2009. № 2. С. 325-353.
Светов А.П. Платформенный базальтовый магматизм в карелидах Карелии. Л.: Наука, 1979. 208 с.
Светов А.П., Свириденко Л.П. Рифейский вулкано-плутонический пояс Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: КарНЦ Ран, 2005. 211 с.
Bisgo-Santosh M. Amazonian craton // Precambr. Res. 2014. Vol. 248.
Bogdanova S.V., Gintov O.B., Kurlovich D.M. et al. Late Palaeoproterozoic mafic dyking in the Ukrainian Shield of Volgo-Sarmatia caused by rotations during the assembly of supercontinent Columbia (Nuna) // Lithos. 2013. Vol. 174. P. 196-216.
Bogdanova S.V., Gorbatschev R., Skridlaite G. et al. Trans-Baltic Palaeoproterozoic correlations towards the reconstruction of supercontinent Columbia/Nuna // Precambr. Res. 2015. Vol. 259. P. 5-33.
Buchan 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 // Tectoniphisic. 2000. Vol. 319, N 3. P. 167-198.
Eklund O, Shebanov A. Prolonged postcollisional shoshonitic magmatism in the southern Svecofennian Domain — a case study of the Ava granite-lamprophyre ring complex // Lithos. 2005. Vol. 80. P. 229-247.
Elming S.-A., Shumlyanskyy L.V., Kravchenko S. et al. Proterozoic Basic dykes in the Ukrainian Shield: A palaeo-magnetic, geochronologic and geochemical study — The accretion of the Ukrainian Shield to Fennoscandia // Precambr. Res. 2010. Vol. 178. P. 119-135.
Enkin R.J. A computer program package for analysis and presentation of paleomagnetic data // Pacific Geosc. Centre. Geol. Surv. Canada. Sidney, 1994. 16 p.
Fedotova M.A, 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 // Geop. J. Int. 1999. Vol. 137. P. 691-712.
Gaal G, Gobatschev R. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic Shield // Precambr. Res. 1987. Vol. 64. P. 3-21.
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.
Koistinen T., Saltykova T. Structure-lithology, metamor-phism and metallogeny of the Raahe-Ladoga Zone, Map 1: Structure-lithology 1:1 000 000 // Geol. Surv. Finland. Finland, Espoo, 1999.
Koistinen T., Stephens M.B., Bogatchev V. et al. Geological map of the Fennoscandian Shield, scale 1:2 000 000 // Geol. Surv. Finland. Norway and Sweden and the North-west Department of Natural Resources of Russia, 2001.
Lubnina N, Mertanen S, Soderlund U. et al. A new key pole for the East European Craton at 1452 Ma: Palaeomag-netic and geochronological constraints from mafic rocks in the Lake Ladoga region (Russian Karelia) // Precambr. Res. 2010. Vol. 183(3). P. 442-462.
Mertanen S, Eklund O., Shebanov A. et al. Palaeo- and Mesoproterozoic dyke swarms in the Lake Ladoga area, NW Russia — palaeomagnetic studies // Dyke Swarms — Time markers of crustal evolution. L.: Taylor & Francis Group, 2006. P. 63-74.
Pasenko A.M., Lubnina N.V. The Karelian Craton in the Paleoproterozoic: New paleomagnetic data // Moscow University Geology Bulletin. Ser. 4. Geol. 2014. Vol. 69, N 4. P. 189-197.
Pisarevsky S.A., Bylund J. Paleomagnetism of 17801770 Ma mafic and composite intrusions of Smaland (Sweden): implications for the Mesoproterozoic supercontinent // American J. Sci. 2010. Vol. 310. P. 1168-1186.
Pisarevsky S.A., Elming S.-A., Pesonen L.J., Li Z.-X. Mesoproterozoic paleogeography: Supercontinent and beyond // Precambr. Res. 2014. Vol. 244. P. 207-225.
Woodard J., Kietavainen R., Eklund O. Svecofennian post-collisional shoshonitic lamprophyres at the margin of the Karelia Craton: Implications for mantle metasomatism // Lithos. 2014. Vol. 205. P. 379-393.
Zijderveld J.D.A.. Demagnetization of rocks: analysis of results // Methods in Paleomagnetism. Amsterdam, 1967. P. 254-286.
Поступила в редакцию 30.03.2015
