Содержание к диссертации
Введение
1. Геология раннего докембрия балтийского щита и этапы базитового магматизма глава 1. краткая исстория исследования
1.1. Основные черты геологии раннего докембрия Балтийского щита 15
1.2. Раннедокембрийский базитовый магматизм 22
1.3. Палеомагнитные исследования раннедокембрийских пород и их значение 25
2. Фенно-карельская гранит-зеленокаменная область (геология опорных участков и местные структурно-возрастные шкалы геологических событий) 28
2.1 Архей 28
2.1.1. Водлозерский домен 29
2.1.2. Западно-Карельский домен 65
2.1.3. Центрально-Карельский домен 73
2.2. Ранний протерозой 81
2.3. Основные особенности развития базитового магматизма в раннем докембрии Карелии 87
3. Беломорский блок (основные черты строения и геология опорных участков)
3.1. Введение 91
3.2. Северо-Западное Беломорье 93
3.3. Южное Беломорье 105
3.4. Корреляция геологических событий и базитового магматизма Беломорья 108
4. Этапы проявления раннедокембрииского базитового магматизма и его распределение по площади щита, установленное на основании геологических и геохгонологических данных 111
5. Состав и происхождение базитов с возрастом более 3.1 млрд лет 128
6. Состав и происхождение базитов этапа 2.99-2.91 млрд лет 134
6.1. Эпизод магматизма 2.99 млрд лет 134
6.2. Эпизод магматизма 2.96-2.94 млрд лет 139
6.3. Эпизод магматизма 2.92-2.91 млрд лет 156
6.4. Изотопные характеристики базитов этапа 2.99-2.91 млрд лет 162
6.5 Основные выводы 162
7. Состав и происхождение базитов этапа 2.88-2.81 млрд лет 165
7.1. Эпизод магматизма 2.88-2.86 млрд лет 165
7.2. Эпизод магматизма 2.85-2.81 млрд лет 174
7.3. Плутонические породы 188
7.4. Основные выводы 192
8. Состав и происхождение базитов этапа 2.74-2.68 млрд лет 193
8.1. Эпизод магматизма 2.74-2.72 млрд лет 193
8.2. Эпизод магматизма 2.71-2.68 млрд лет 201
8.3. Основные выводы 204
9. Состав и происхождение базитов этапа 2.50-2.41 млрд лет 206
9.1. Состав и геохимические особенности вулканитов сумийских структур Карелии 206
9.2. Состав и геохимические особенности друзитов Беломорья 212
9.3. Сравнение базитов этапа 2.50-2.45 млрд лет 219
9.4. Генезис базитов этапа 2.50-2.45 млрд лет 220
9.5. Основные выводы 223
10. Раннепротерозойская кинематика карельского и и кольско-беломорского блоков балтийского щита, установленная по палеомагнитным данным 230
10.1. Обоснование объектов исследования 230
10.2. Методика исследования 232
10.3. Примеры палеомагнитного исследования раннедокембрийских объектов Балтийского щита 233
10.4. Обсуждение результатов 244
10.4. Выводы 251
- Северо-Западное Беломорье
- Эпизод магматизма 2.96-2.94 млрд лет
- Эпизод магматизма 2.85-2.81 млрд лет
- Примеры палеомагнитного исследования раннедокембрийских объектов Балтийского щита
Введение к работе
Актуальность темы. Исследование ранних стадий развития Земли - раннего докембрия - определивших особенности её строения и основных направлений эволюции, является одной из наиболее сложных задач геологии. Для реконструкции динамики развития раннедокембрийской литосферы, выявления возможных механизмов, действовавших в раннем докембрии, перспективным является изучение состава базитов и ультраба-зитов - производных мантийных расплавов. Базиты и ультрабазиты, являясь более высокотемпературными образованьями, по сравнению с гранитоидами более устойчивы к последующим преобразованиям и в большей степени способны сохранять информацию о составе источника, условиях плавления и последующей эволюции. Результаты изучения геологического положения, возраста состава и петрогенезиса базитов и ультрабазитов и их эволюции во времени служат важным источником информации о геодинамическом состоянии раннедокембрийской литосферы на разных этапах её развития по латерали и вертикали, и позволяет решать вопросы динамики астеносферно-литосферного взаимодействия. Базиты и ультрабазиты - продукты мантийного плавления наиболее раннего периода развития Земли позволяют проследить её термальную историю и историю формирования её глубинных оболочек
Накопленные в последние десятилетия прецизионные геохимические и изотопно-геохимические данные позволили на примере фанерозойских комплексов разработать критерии для соотнесения геохимических характеристик магматических пород с геодинамическими обстановками их образования (Pearce et al., 1984, 1996; Kerrich and Wyman, 1997, Kerr et al., 2000 и др.). Одновременно шло сопоставление разновозрастных базитов и применение выработанных критериев для оценки геодинамических обстановок в докембрии. В процессе изучения эволюции раннего докембрия были предложены различные, нередко альтернативные, геодинамические модели формирования континентальной коры. Наиболее широко принятым является представление, базирующееся на модели тектоники плит, в том числе и для раннего архея (De Wit et al., 1992). В соответствии с этой моделью, наиболее детально проработанной для территории Канады (Card et al., 1989; Percival et al., 1994; Kusky and Polat, 1999 и др.) формирование континентальной коры происходило на конвергентных границах плит путем аккреции островных дуг, фрагментов океанической коры, осадков аккреционных призм.
Однако вопрос о применимости модели тектоники плит к архейским процессам является дискуссионным. Ряд исследователей считает, что динамика литосферных плит уже в полном объёме действовала в архее (Hoffman, 1989, Кожевников, 2000,2003, Минц
и др., 1996), другие ставят этот вопрос под сомнение (Вревский, 2000, Хильтова и др., 2002 и др.). Они считают, что полноценное развитие плейт-тектонических процессов началось с раннего протерозоя.
В последнее десятилетие на смену господствовавшей в предыдущие годы парадигме плейт-тектонического развития Земли приходит новая парадигма общей или глобальной тектоники. С точки зрения этой теории процесс развития Земли рассматривается как последовательное, а затем и параллельное действие процессов роста ядра, плюм-и плейт-тектонических процессов (Maruyama et al, 1994; Kumazava, Maruyama, 1994; Devies, 1997 и др.). В этой последовательности тектоника плюмов, разработке которой в последнее десятилетие посвящено большое количество исследований (Campbell, Griffiths, 1990, 1992; Hart, 1993; Maruyama, 1994; Грачёв, 1998; 2000, Добрецов и др., 2001 и др.), играет ведущую роль на ранних стадиях развития Земли. Работами ряда исследователей показано, что массоперенос, связанный с подъёмом глубинного мантийного вещества был преобладающим на раннедокембрийском этапе геологического развития Земли (Campbell, Griffiths, 1990,1992; Abbott, 1996; Condi, 2001, Вревский, 2000).
Исследования докембрийских пород для решения задач геодинамического моделирования осложняются тем, что в раннем докембрии приходится изучать глубоко мета-морфизованные сложно деформированные образования. Однако, высокотемпературные базиты и ультрабазиты, способны сохранять информацию об исходных процессах.
Следует учитывать, что для геодинамических реконструкций раннего докембрия зачастую недостаточно даже самого детального исследования одних базит-ультрабазитов, а следует параллельно рассматривать ассоциирующие породы. Длительное развитие архейских кратонов с многократным проявлением эндогенных процессов существенно осложняет геологические реконструкции в раннем докембрии. Метаморфические и метасоматические процессы, широко проявленные в раннем докембрии, и связанная с ними мобильность ряда элементов, также осложняют сопоставление геохимических данных для однотипных фанерозойских и докембрийских пород. Тем не менее, в настоящей работе проводится такое сопоставление, основанное на детальных геологических наблюдениях, многочисленных геохронологических данных и геохимических характеристиках наименее мобильных элементов. Даже учитывая все вышеперечисленные факторы, иногда невозможно получить однозначного решения. Так, в последних работах подчеркивается роль океанических плато в аккреционных орогенах, в которых накапливаются базитовые, в том числе коматиитовые, лавы, выплавленные из поднимающихся плюмов или из деплетированных верхнемантийных источников под
воздействием плюма (Puchtel et al., 1997, 1998,1999). В то же время, накопление базито-вых и щелочных лав в некоторых районах происходило в условиях окраинно-континентальных рифтов (Volcanic rifted margin), рассекающих как океаническую, так и континентальную литосферу (Kerr et al., 2000; Marzoli et al., 2000).
Восточная часть Балтийского щита сложена преимущественно раннедокембрий-скими породами. Базиты архейского и раннепротерозойского возраста составляют около 20% всех его образований. Несмотря на ограниченный объём базитов и ультрабазитов, исследование эволюции всей их совокупности в пространстве и во времени позволяет делать выводы о развитии Земли в раннем докембрии.
Кроме того, с базитами и ультрабазитами как зеленокаменных поясов, так и расслоенных интрузий, связаны уникальные месторождения Au, Ni, Си, Pt и ряда других элементов, причём генезис базитов играет важную роль для определения их металлоге-нической специализации.
Целью данной работы является определение роли базитового магматизма в процессе формирования раннедокембрийской коры восточной части Балтийского щита и направления его эволюции в пределах интервала времени 3,4 - 2,4 млрд лет. Для достижения выбранной цели были определены следующие задачи исследования:
изучение геологии архейских и раннепротерозойских образований на опорных участках и разработка для них шкал геологической последовательности событий;
корреляция в пространстве и во времени основных этапов базитового магматизма в раннем докембрии Балтийского щита;
геохимический анализ базитов различных этапов, выделенных на основании геологических и геохронологических данных, для выявления состава источников бази-товых расплавов, их изменения во времени, определения условий плавления при образовании базитов и преобразования первичных базитовых расплавов при их взаимодействии с коровым веществом;
восстановление геодинамических условий формирования базитов в пределах различных раннедокембрийских доменов Балтийского щита по аналогии с фанерозой-скими базитами;
выявление пространственно-временных ограничений взаимных горизонтальных перемещений блоков Балтийского щита на основании палеомагнитных данных;
выявление основных тенденций развития литосферы в раннем докембрии на примере Балтийского щита.
Ограничение исследования базитов рамками раннего докембрия связано с основной целью работы, поскольку формирование древней коры Балтийского щита происходило главным образом в архее и раннем протерозое.
В основу работы положены материалы, собранные автором за период работы с 1973 по настоящее время в составе Карельской экспедиции или Карельской научно-исследовательской группы лаборатории геологии и геодинамики ИГГД РАН, которые проводились по плановым темам ИГГД, по проектам РФФИ №№.93-05-08903, 96-05-64657,97-05-64113,00-05-64920, 01-05-64930, 02-05-65052, по международным проектам NTI 000, NTI 300 (проект Сороса), проекту INTAS 01-0073 и проекту СВЕКАЛАПКО, а также материалы собранные коллегами по Карельской группе ИГГД РАН С.Б.Лобач-
Жученко, В.П.Чекулаевым, В.С.Байковой, [ИН.Крыловым^ |А.Ф.Красновой В.И.Артеевой, В.А.Матреничевым, К.И.Лоховым, Л.Н.Котовой, И.К.Шулешко, В.Н.Кожевниковым, А.В.Коваленко, Н.И.Гусевой. В работе также использованы опубли-
кованные материалы Р.И.Милькевич, А.Б.Вревского, Ю.В.Миллера, [А.Б.Львова|,
В.Л.Дука! сотрудников Институтов геологии Карельского и Кольского Научных Центров
РАН |С.И.Рыбакова|, А.И.Световой, С.А. Светова, В.В.Куликовой, О.А.Володичева, В.Н.Кожевникова, А.И.Слабунова В.С.Степанова, В.Ф.Ветрина, Т.Б.Баяновой, В.Ф. Смолькина, М.Н.Богдановой, М.М.Ефимова, В.В.Балаганского, А.А. Жангурова, Ж.А. Федотова, Е.В.Шаркова. в небольшом объеме использованы результаты исследования керна скважин, любезно предоставленные автору геологами Карельской и Архангельской экспедиций. Палеомагнитные исследования продолжают работы А.Ф.Красновой и проводились совместно и под постоянным руководством Е.Г.Гуськовой, А.Н.Храмова.
Основным методом работы является комплексный подход к решению поставленных задач с использованием данных по геологии, геохимии, петрологии, изотопной геологии и палеомагнетизму. В основе геологических построений лежат результаты детального геологического картирования автором 34 опорных участков Карельского (22), Беломорского (8) и Кольского (4) блоков Балтийского щита, отдельных опорных участков с использованием структурного и метаморфического анализа для которых разработаны детальные шкалы геологической последовательности событий и определено положение базитов в этих шкалах, проведена корреляция шкал с учётом изотопного возраста базитов и выделены различные группы базитов.
Проведено петрографическое и геохимическое изучение базитов, которое включало: петрографическое исследование пород всех опорных участков, исследование со-
держаний породообразующих элементов (около 1000 силикатных анализов), редких (более 1500 рентгено-спектральных анализов, выполненных в лаборатории ИГТД РАН на приборе VRA-30 по авторским методикам И.Н.Крыловым и В.И.Артеевой с использованием международных стандартов) и редкоземельных элементов (более 100 анализов ба-зитов-ультрабазитов и, частично, вулканитов среднего и кислого состава, выполненных ICP MS и INAA методом в лаборатории ИГТД РАН и университете Кингстон, Великобритания).
Петрологическое исследование включало расчёт РТ параметров образования бази-тов и ультрабазитов на основе концентраций главных элементов и их отношений, определение условий фракционирования минеральных парагенезисов путём сопоставления трендов природных ассоциаций базитов и ультрабазитов с расчётными трендами фракционирования редких элементов (Ті, Zr, Y, Сг). Тренды рассчитаны с использованием коэффициентов распределения в системе минерал-расплав Исследование моделей распределения редкоземельных элементов, а также отношений редких и редкоземельных элементов проводилось для выявления типа мантийного источника, условий его плавления, возможной последующей контаминации первичных расплавов, а также для выявления геодинамических обстановок при формировании базитовых расплавов.
Изотопно-геохимические исследования пород проведены в лаборатории изотопной геохимии ИГТД РАН, руководимой Л.К.Левским, исследователи О.А.Левченков, С.А.Сергеев, Е.С.Богомолов, А.В.Коваленко, а также в лабораториях ГЕОХИ РАН Е.В.Бибиковой, и ГИ Кольского НЦ РАН Т.Б.Баяновой. . По результатам исследований проведено изучение изотопных возрастов базитов, полученных U-Pb методом по циркону и Sm-Nd изохронным методом по породе в целом, а также изотопного состава неодима для характеристики мантийного источника и возможной контаминации первичных расплавов.
Палеомагнитные исследования были направлены на выявление древних компонент естественной остаточной намагниченности надежно датированных архейских и ранне-протерозойских базитов на 15 объектах различных участков шита, сопоставление положения их древних палеополюсов с кривой кажущейся миграции палеополюса для Балтийского щита и выявление возможных взаимных горизонтальных перемещений различных участков коры. Измерения проводились в палеомагнитной лаборатории ВНИГРИ руководимой А.Н.Храмовым, исследователь АТ.Иосифиди, и в лаборатории магнитных свойств СПбФ ИЗМИР АН Е.Г.Гуськовой. Ступенчатое терморазмагничивание всех образцов производилось на термоустановке системы ВНИГРИ.
Решение вопроса о геодинамической модели формирования и развития раннедо-кембрийской земной коры, а также о временных соотношениях процессов корообразова-ния и мантийно-корового взаимодействия требует изучения не только базит-ультрабазитового магматизма, но и всех процессов магмо- и породообразования, их последовательности и соотношения между собой, а также построения детальной шкалы геологической последовательности эндогенных процессов. Для решения этого вопроса на примере Балтийского щита проведена корреляция последовательности эндогенных процессов в пределах Фенно-Карельской гранит-зеленокаменной области и, по возможности, в пределах восточной части Балтийского щита. Основой для подобной корреляции служат локальные шкалы, построенные для различных типовых районов, и, в частности, положение в них базитов, как важных реперов геодинамической обстановки.
В работе приводится фактический материал, послуживший основой для корреляции геологических событий и, главным образом, времени и характера проявления базит-ультрабазитового магматизма в пределах Фенно-Карельской гранит-зеленокаменной области (глава 2) и в Беломорье (глава 3). Последовательность рассмотрения в работе опорных участков соответствует их положению в выделенных в последнее время (Ло-бач-Жученко и др., 20006) на территории Балтийского щита основных блоковых структурах архея, соответствующих в современной литературе террейнам или доменам. В результате анализа геологических и изотопных (Sm-Nd) данных на территории Карельской гранит-зеленокаменной области выделяются три крупных блоковых структуры: Водло-зерский и Западно-Карельский домены с модельным возрастом гранитоидов более 3.1 и 3.0 млрд лет соответственно и, разделяющий их, более молодой Центрально-Карельский домен, модельный возраст гранитоидов которого не превышает 2.9 млрд лет. Объектами собственных исследований автора в Кольском блоке являлись позднеархейская интрузия санукитоидов и ряд расслоенных раннепротерозойских интрузий, изучение которых проводилось в связи с палеомагнитными исследованиями, и в первой геологической части работы отдельно не рассматриваются. Выделенные архейские домены на территории Балтийского щита и положение опорных участков, рассмотренных в работе, представлены на рисунке (рис.1).
Рис. 1. Схема расположения архейских доменов в восточной части Балтийского щита и расположение опорных участков.
Домены (буквы в квадратах): В - Водлозерский, ЗК - Западно-Карельский, ЦК - Центрально-Карельский, Б - Беломорский, К -Кольский.
Архей: 1 - гранитоиды ТТГ комплексов; 2 - зеленокаменные и гнейсовые пояса и их фрагменты; 3 - гнейсы беломорского комплекса. Протерозой. 4 - вулканогенно-осадочные комплексы и базитовые интрузии
раннего протерозоя; 5 - рапакиви и рапакивиподобные граниты; 6 - позднепротерозойские образования; 7 - фанерозойские образования; 8 - установленные и предполагаемые границы: а - доменов Карельского блока, б - доменов Кольского блока, в - Беломорского домена.
Опорные участки (цифры в кружках) 1 - р.Черева-р.Винела, 2 - Лай-ручей, 3 - р.Выг, 4 - Шальский, 5 -Хаутаваара, 6 - Семчь, 7 - Палая Ламба, 8 - Остер, 9 - Шилос, 10 - Каменные озёра, 11 - Кенозеро, 12 -Костомукша, 13 - Хизоваара, 14 - Урос озеро, 15 - Панозеро, 16 - Сяргозеро, 17 - Бергаул, 18 - Хижъяр-ви, 19 -Кадилампи, 20 - Кумсинская структура, 21 - оз.Когу (Лехтенская структура) 22 - Авдеевская дайка, 23 -Ковдозеро, 24 - Серяк, 25 - Толстик, 26 - Ковда, 27 - Жемчужный, 28 - Пежостров, 29 - Амбарный, 30 - Южное Беломорье, 31 -г. Генеральская, 32 - Тулома, 33 - Имандровкий массив, 14 - Фёдорова Тундра.
Распространение полученных результатов на территорию всей восточной части Балтийского щита проведено на основе сопоставления собственных результатов автора по раннедокембрийским образованиям Карелии и Беломорья с литературными данными для Кольского полуострова и Финляндии (Вревский, 1999,. 2000; Смолькин, 1992, Zhangurov et al., 1994; Jahn et al., 1984, Gruau et al.,1990; Sorjonen-Ward et al., 1993 и др.).
В работе приводятся и обосновываются следующие основные защищаемые положения.
1. В раннем докембрии Балтийского щита в интервале 3.4-2.4 млрд лет выделяются
пять этапов базитового магматизма. В каждом этапе установлено от двух до трёх
пиков магматической активности. Продолжительность каждого этапа (начиная со
второго) составляет 80-90 млн. лет, а длительность интервалов между ними возрас
тает от 30 до 120 млн. лет.
Все этапы характеризовались формированием высокотемпературных базитовых и ультрабазитовых расплавов - производных плюмов. Высокотемпературные расплавы внедрялись как в континентальную, так и океаническую кору, образуя глубинные интрузии в более мощных участках сиалической коры и вулканиты, сформированные в обстановках океанических и окраинноконтинетальных плато.
Во время второго и третьего этапов магматизма (2.99-2.81 млрд лет) наряду с базальтами плато формируются базальты островных дуг и задуговых бассейнов. Базальты, образованные в различных геодинамических обстановках, впоследствии были тектонически совмещены в единых зеленокаменных поясах. Совокупные действия плюм-тектонических процессов, обеспечивших привнос ювенильного вещества и плейт-тектоническх процессов, обеспечивших малоглубинную дифференциацию, привели к формированию единой Карело-Кольской плиты.
4. Начиная с 2.74 млрд лет происходит смена источника глубинных базитовых рас
плавов. Формирование исходных расплавов базитов обусловлено суммарным дей
ствием процессов смешения расплавов, выплавлявшихся из достаточно мощной к
данному времени литосферной мантии, с расплавами плюмов и процессов коровой
контаминации.
Структура работы. Работа построена по принципу последовательного рассмотрения и анализа фактического материала и вытекающих из него выводов. Защищаемые положения являются закономерными выводами, вытекающими из анализа материала. Работа состоит из введения, одиннадцати глав, объединённых в четыре части и выводов.
Первая часть - геологическая, состоит из четырёх глав. В ней рассмотрены краткая история исследования района, геологическое описание опорных участков исследования и положение базитов в локальных шкалах последовательности событий. Завершается часть выделением этапов базитового магматизма в раннем докембрии Балтийского шита.
Вторая часть содержит пять глав и посвящена геохимическому, изотопному и петрологическому исследованию базитов различных этапов. На основании геохимических исследований и петрологических выводов в соответствии с геологическими данными обосновываются геодинамической обстановке при формировании исходных расплавов базитов.
Третья часть работы состоит из одной главы и посвящена раннедокембрийской кинематике Балтийского щита, установленной при палеомагнитном исследовании базитов. Эта часть работы служит надёжным количественным подтверждением ряда выводов, сделанных на основе геологических, геохимических и петрологических исследований.
Четвёртая часть состоит из одной главы, в которой рассматривается эволюция базитов и их источников во времени в пределах Балтийского щита
Научная новизна. В работе рассмотрен весь комплекс базитов и ультрабазитов Балтийского щита архейского и раннепротерозойского возраста интервала 3.4-2.4 млрд лет. В результате проведённых исследований в интервале времени 3,4-2,4 млрд лет выделено пять этапов проявления базит-ультрабазитового магматизма, показано, что все выделенные этапы связаны с излияниями или внедрением в кору высокотемпературных расплавов, производных плюмов, показана смена примитивных и деплетированных мантийных источников высокотемпературных базитовых расплавов на обогащенные мантийные источники в позднеархейское время. Установлено, что наряду с высокотемпературными базитами, связанными с плюмовым магматизмом, в зеленокаменных поясах присутствуют базиты сформированные в обстановках островных дуг и задуговых бассейнов, которые тектонически совмещены в зеленокаменных поясах. В работе показано, что формирование единой Карело-Кольской плиты происходило в результате совокупного действия плюм- и плейт-тектонических механизмов и завершилось к этапу 2,5 млрд
лет, а внутрикратонные движения Карельской и Кольской плит завершились до начала ятулийского времени.
Практическая значимость. Схема корреляции и последовательности геологических событий, разработанная в процессе исследований может быть использована для составления стратиграфической шкалы раннего докембрия Балтийского щита и легенд к геологическим картам. Обобщение результатов многолетних исследований по геологии, петрологии и палеомагнетизму базитов и эволюции базитового магматизма раннего докембрия Балтийского щита, представляет собой определённый вклад в фундаментальные исследования наук о Земле и позволяет применить полученные выводы для корреляции процессов на межрегиональном и межконтинентальном уровне.
Публикации и апробация работы. Основные результаты диссертации опубликованы в трёх коллективных монографиях и более чем в 60 статьях и кратких сообщениях. Результаты исследований докладывались на региональных, всесоюзных и международных конференциях, совещаниях и симпозиумах, последние из которых: MAEGS ,С.-Петербург, 1995; С.-Петербург, 1996; Докембрий Северной Евразии, С.Петербург, 1997, Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород...; С.Петербург, СПбГУ, 1998; Петрозаводск, 1999; Early Precambrian...,Москва, 1999, Международный симпозиум. Петрозаводск. "Мантийные плюмы и металлогения". 2002; Глубинное строение и геодинамика Фенноскандии, Петрозаводск, 2002, Москва,2002 Проект SVEKALAPKO, 1997,1998, 1999, 2000,2001, EGS-AGU-EUG, Ницца 2003. и
ДР-
Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность своему наставнику и руководителю С.Б.Лобач-Жученко и коллегам по Карельской группе ИГГД РАН
В.П.Чекулаеву, В.С.Байковой, [И.Н.Крылову,1 |А.Ф.Красновойі В.И.Артеевой, А.В. Коваленко, Н.С.Гусевой, А.Б.Вревскому. Палеомагнитные исследования продолжают работы А.Ф.Красновой и проводились совместно и под постоянным руководством Е.Г.Гуськовой (СПбФ ИЗМИРАН) и А.Н.Храмова (ВНИГРИ).
Автор благодарит В.И.Артееву, Г.П.Плескач и Е.А.Оборонкову за помощь при оформлении работы и графики. Особую благодарность автор приносит В.А.Глебовицкому и А.Б.Вревскому, внимательно прочитавшим работу и сделавшим конструктивные замечания.
ЧАСТЬ 1. ГЕОЛОГИЯ РАННЕГО ДОКЕМБРИЯ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА И
ЭТАПЫ БАЗИТОВОГО МАГМАТИЗМА
Северо-Западное Беломорье
Район занимает площадь в виде широтной полосы, в которой представлены все три комплекса пород: керетский, хетоламбинский и чупинский, которые традиционно относятся к Беломорской серии. Кроме того, на данном участке присутствуют почти все группы базитов выделенные в Беломорье (рис. 3.1). Перечисленные комплексы существенно различаются по вещественному составу слагающих их пород. Керетский комплекс сложен преимущественно гнейсами тоналит-трондьемитового состава, хетоламбинский - амфиболитами и амфиболовыми сланцами, чупинский - биотит-гранатовыми и кианит-биотит-гранатовыми гнейсами. Детальные геологические и структурные исследования в этом районе проводили В.Л.Дук (1967), В.В.Балаганский (1986), Ю.В.Миллер (1995). Изучением базитового магматизма данного района занимались В.Л.Дук (1967), В.С.Степанов (1981), В.В.Балаганский (1986), ММЕфимов (1986,1987). Установленная сложноскладчатая структура, полиметаморфический характер пород района обусловили неоднозначность решения многих вопросов строения района и последовательности слагающих его пород.
Тупая губа оз. Ковдозеро. Район Тупой губы расположен в Западной части изученного района (рис.3.2). Этот район привлекает активное внимание исследователей, так как здесь проходит граница чупинского и хетоламбинского комплексов или покровов по Ю.В.Миллеру. Согласно данным С.Б Лобач-Жученко с коллегами (1993) в строении участка выделяются три зоны, различающиеся по составу пород и по характеру наложенных деформаций. Границы зон имеют северо-западное простирание. Северовосточная часть участка сложена биотит-гранатовыми гнейсами с отдельными полосами и линзами тоналитов, гранатовых амфиболитов и кристаллосланцев. Сланцеватость и полосчатость имеют северо-западное простирание и падение на северо-восток. Вблизи юго-западной границы зоны прослежена цепочка тел габбро-норитов, которые, как будет показано ниже, образуют единую магматическую серию с раннепротерозойским габбро-норитами п-ова Толстик. Габбро-нориты образуют бескорневые линзовидные тела или сплющенные цилиндры, погружающиеся на северо-восток под 30-40. Краевые части тел превращены в гранатовые амфиболиты или амфиболиты. Сланцеватость во вмещающих породах обтекает тела. Одно из тел более крупных тел габбро-норитов, Романовская интрузия площадью 150 м х 100 м х 50 м., изучено детально и использовано ниже при исследовании петрологии раннепротерозойских друзитов.
К юго-западу от первой полосы развит комплекс биотитовых гнейсо-тоналитов-плагиогранитов с линзами гнейсов или мигматитов по ним. В этой зоне также преобладает сланцеватость и полосчатость северо-западного простирания с пологим падением на северо-восток. Здесь встречаются также обрывки северо-западных складок, опрокинутых на юго-запад, с северо-восточными зеркалами и шарнирами, полого погружающимися на северо-запад. Граница двух зон тектоническая и справедливо трактуется Ю.В.Миллером как структурный шов или нижняя граница структурного покрова (Миллер и др., 1995). В пределах второй зоны присутствуют линзы ортопород различного состава, в том числе и амфиболитов, интерпретируемых как вулканиты основного состава, сопоставимых с метавулканитами зеленокаменных поясов Карелии (Степанов, Слабунов, 1989; Лобач-Жученкоидр.,1993). ф. Юго-западная часть участка сложена амфиболовыми и биотит-амфиболовыми гнейсо-тоналитами с линзовидными включениями ортоамфиболитов и телами габбро- норитов. К границе с центральной частью, представляющей тектоническую зону, полого падающую на северо-восток, приурочено тело протерозойских микроклиновых порфировидных гранитов. В пределах зоны широко развиты опрокинутые складки северо-западного простирания с пологими шарнирами погружающимися на северо- Щ восток. Как показано В.П.Чекулаевым (1996) гнейсо-тоналиты данного района ничем не отличаются от пород тоналит-трондьемитовой ассоциации ареалов Карельской гранит-зеленокаменной области. Благодаря хорошей обнажённости и большому разнообразию пород данного района он был выбран как полигон для изотопного датирования пород и процессов. Полученные результаты могут быть обобщены следующим образом.
Возраст гранулитового метаморфизма датированный U-Pb методом по гранулитовому циркону из глинозёмистых гнейсов составляет 2855±5 млн. лет. Это самое древнее из датированных событий всего района. Возраст габброноритов юго-западной зоны датированный U-Pb методом по циркону равен 2692±1.4 млн. лет, диоритов - 2657±6.4 млн. лет. Возраст микроклиновых гранитов 2451±17 млн. лет и 2432±2.9 млн. лет (Лобач-Жученко и др.,1990). Серякская интрузия. Серякская интрузия плагиолерцолитов расположена на западном берегу озера Серяк, северо-восточнее участка Тупая губа. Массив представляет собой одно из тел наиболее меланократовых протерозойских друзитов. Вмещающими породами для Серякского массива являются архейские гнейсо-тоналиты и гнейсы чупинской серии. Обнажённый юго-западный контакт массива с вмещающими породами тектонизирован. Массив представляет собой крупную линзу размером 1500x500м. вытянутую в северо-западном направлении. Вдоль юго-западного контакта массива прослеживается узкая обрамляющая полоса серпентинитов. Серякская структура. Серякская структура расположена в центральной части v 4 изученного участка СЗ Беломорья и прослеживается вдоль северо-восточного берега оз. Серяк полосой 14 км при ширине около 2 км при выдержанном северо-западном простирании границ полосы (рис.3.3). На рисунке 3.,составленным Ю.В.Миллером с коллегами (Миллер и др., 1995) структура выделена как Хетоламбинский покров.
Структура сложена преимущественно амфиболитами - метаморфизованными базальтами и габбро с телами ультрабазитов. Амфиболиты Серякской структуры представляют собой в данном районе керетскую свиту Беломорской серии. Размеры ф многочисленных ультрабазитовых тел не превышают по мощности первых десятков метров, а по простиранию первых сотен метров. Ультрабазиты совместно с амфиболитами участвовали в интенсивных складчатых деформациях, разбиты на блоки и будинированы. Серякская структура изучалась и детально описана в ряде работ (Степанов,1981; Степанов Слабунов,1989; Балаганский и др.,1986; Ефимов и др., 1987). В этих работах указано на несогласное положение полосы амфиболитов по отношению к % структуре гнейсовых толщ, слагающие полосу амфиболиты рассматриваются как основание хетоламбинской свиты и сопоставляются с образованиями архейских зеленокаменных поясов или офиолитовых комплексов. В настоящее время ряд исследователей включает этот район в состав Серякско-Картешской или Центрально-Беломорской мафической зоны и интерпретирует её как офиолитовую шовную зону (Миллер, Милькевич,1995; Слабунов, 1993; Лобач-Жученко и др.,1998; Бибикова и др.,1999). Изотопное датирование пород мафической зоны, проведённые Е.В.Бибиковой с коллегами (Бибикова и др.,1999) U-Pb методом по циркону выполнены не для пород собственно Серякской структуры, а для более южной части зоны. Возраст цирконов из прослоев риодацитов среди амфиболитов составляет 2878±13 млн. мет. Полуостров Толстик —деревня Ковда.
Эпизод магматизма 2.96-2.94 млрд лет
Второй эпизод магматизма этого этапа 2.94 - 2.96 млрд лет представлен вулканитами западной и восточной окраин Водлозерского домена. Базитовые вулканиты всех зеленокаменных поясов западной и восточной окраин Водлозерского домена представлены коматиитами и базальтами, в Хаутаваарском зеленокаменном поясе в разрезе присутствуют железистые пикриты. В настоящее время вулканиты метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации умеренных давлений и превращены, в зависимости от исходного состава, в амфиболиты или серпентиниты, преимущественно сохранившие при метаморфизме свои первичные текстурные признаки. Коматииты всех зеленокаменных поясов западной окраины представлены преимущественно перидотитовыми разностями: MgO=24.4 -32.6, mg=0.76-0.83 и SiC»2 — 45-46 %, в Палаламбинском поясе присутствуют также пироксенитовые коматииты: MgO=12.8.4-19.4, mg= 0.78-0.68 и Si02 = 46,5-52,4 %; (табл.6.3, рис.6.4). Коматииты относятся к недеплетированному глинозёмом типу АЬ0з=5-П%, СаО/АІ2Оз=0.62-1.00, АІ2О3/ТІО2 =15-30, в Палаламбинском поясе встречены слабо деплетированные глинозёмом разности с СаО/А12Оз=0.72-1.10 (рис. 6.4). На диаграмме MgO-ТіОг коматииты всех поясов лежат в поле коматиитовой серии (рис. 6.5). Ti/Zr отношение в коматиитах варьирует от 100 до 130, что близко к отношению в примитивной мантии ((Sun, McDonough, 1989), в Хаутаваарском поясе отношение Ti/Zr от 90 до 100, что несколько ниже мантийного (рис. 6.6). Содержания Ni в коматиитах варьируют от 1000 до 1500 ррт, в Хаутаваарских коматиитах пониженные содержания Ni - 650 до 800 ррт, Сг - от 2000 до 4600 ррт. В пироксенитовых коматиитах содержания Ni 450 ррт, Сг 1500 ррт .
Коматииты Палаламбинского и Остерского поясов характеризуются плоским распределением редкоземельных элементов с (La/Yb)N -1±0.1, (Gd/Yb) =1±0.1 и концентрациями в 1.2 -2 раза выше, чем в примитивной мантии (2,5-4 хондрит). Коматииты Койкарского пояса деплетированы ЛРЗЭ: (La/Yb)N = 0.6-0.7, (Gd/Yb)N =1 с концентрациями в 2 - 3 раза выше, чем в мантии (рис.6.7 А). Коматииты трёх северных поясов - Остерского, Палаламбинского и Семченского характеризуются отсутствием отрицательной Nb аномалии (Nb/La) -0.9-1.3, что свидетельствует об отсутствии коровой контаминации. Коматииты Хаутаваарского зеленокаменного пояса обогащены ЛРЗЭ: (La/Yb)N=1.3±0.1, (GaVYb)N=:0.9±0.1 и имеют отрицательную аномалию Nb (Nb/La N= 0.5 - 0.7, и, вероятно, испытали небольшую контаминацию коровым веществом. Температуры ликвидуса исходных расплавов коматиитов, рассчитанные в соответствии с концентрациями MgO в спинифекс-структурных разностях по Нисбиту (1993) составляли от 1520С в Койкарском поясе до 1580-1600С в Остерском, что должно соответствовать температуре мантийного источника -1800 С и на 250 превышает температуру архейской мантии, рассчитанную Рихтером. Давление в источнике плавления коматиитов всех зеленокаменных поясов западной окраины оценивается в 6-7 Гпа. Высокотемпературные расплавы коматиитов требуют для своего образования наличия дополнительного источника тепла, которое может быть обеспечено плюмом. Вне зависимости от того представляли данные расплавы вещество плюма или явились результатом плавления мантии под воздействием тепла плюма, они могут рассматриваться как производные мантийных плюмов. Концентрации редкоземельных элементов в коматиитах большинства поясов позволяют рассчитать, что их образование происходило при плавлении 50% плавлении гранатового перидотита с концентрациям редкоземельных элементов 1.5-2 хондрит, недеплетированного в отношении редкоземельных элементов. Источником коматиитов Койкарского пояса был источник деплетированный легкими РЗЭ, для Хаутаваарского пояса возможно предположить обогащенный источник, хотя подобный эффект может быть получен при контаминации расплава веществом коры.
Высокомагнезиальные лавы - производные плюмов в современных областях присутствуют среди образований океанических плато, окраинно-континентальных рифтов и континентальных рифтов. Поскольку в пределах всех поясов западной окраины Водлозерского домена присутствуют коматииты, не испытавшие коровой контаминации и слабо контаминированные в Хаутаваарском поясе, то геодинамическая обстановка их формирования, вероятно, соответствовала океаническим плато, и лишь для Хаутаваарского пояса возможно допустить обстановку континентального плато над окраинно-континентальным рифтом. Базальты зеленокаменных поясов западной окраины Водлозерского домена по своим геохимическим характеристикам можно разделить на три группы (табл. 6.4). Базальты первой группы присутствуют во всех поясах, базальты второй группы выделены только в пределах Семченского пояса, базальты третьей группы выделены в Семченском, Койкарском и Остерском поясах. Базальты второй группы в Семченском поясе отличаются от первой группы тем, что при сходной или в среднем чуть более высокой магнезиальные mg=0.65-0,57 и 0,58-0,50 они обладают более низкими концентрациями Ni и Nb, что сразу отражается на их положении на диаграммах по соотношению Nb/Y - Zr/Y и Ni-mg (рис.6.7 а, б).
Базальты первой группы варьируют по магнезиальное от 0.60 до 0.49, наиболее магнезиальными являются базальты Хаутаваары 0.65-0.52. Содержание ЗіОг = 48-52 % во всех поясах возрастает по мере снижения магнезиальности, в Хаутаваарском поясе содержание кремнезёма SiC 2 = 50-52 %, при снижении магнезиальности существенно не меняется (табл. 6.3, рис. 6.3). На диаграмме MgO-ТіОг базальты лежат в поле коматиитовой серии. Базальты являются умеренноглинозёмистыми, причем содержание глинозёма мало изменяется с уменьшением магнезиальности. Для базальтов характерно Ti/Zr отношение в среднем близкое к мантийному (100-110), Nb/Y=0.10-0.28, Zr/Y=2.15-3.3, концентрации Ni 100-160 г/т и Сг 300-400 г/т. Базальты выдержаны по содержанию Sr - 85-150 г/т. Базальты первой группы большинства поясов обладают плоским недифференцированным распределением РЗЭ: La/Yb)N = 1,1» (Gd/Yb)N =1.1. Базальты Хаутаваарского пояса обеднены лёгкими РЗЭ: (La/Yb)N= 0.7, (La/Sm)N=0.6 и слабо обеднены тяжёлыми РЗЭ (Tb/Yb) =1.2. В базальтах первой группы отсутствуют признаки контаминации веществом континентальной коры: (Nb/La)N=0.9-1.2 (рис.6.7.Б). Температуры ликвидуса базальтов первой группы могут быть оценены в 1250С, что соответствует 1300С в источнике плавления. Давление в источнике для всех поясов составляло 2-2.5Гпа. Анализ вариаций составов базальтов первой группы, проведённый с помощью диаграмм Ti-Zr Ti-Y Т Zr-Y (Лобач-Жученко, Арестова и др., 1991) показал, что изменчивость вулканитов большинства поясов обусловлена фракционированием в сухих условиях под контролем Рх+Р1±01 котектики умеренного давлении около 0.8 Гпа (8 кбар). В Хаутаваарском и Палаламбинском поясах среди фракционирующих минералов вероятно присутствовал магнетит, что свидетельствует о более высокой фугитивности кислорода. Геохимические характеристики базальтов первой группы более соответствует характеристикам современных базальтов плато (рис.6.8 а, б).
Эпизод магматизма 2.85-2.81 млрд лет
Базиты второго эпизода вулканизма 2.85-2.81 млрд лет представлены в Хизоваарском поясе Северо-Карельского блока и, вероятно, в Уросозерском поясе (возрастные определения отсутствуют) Ондозеоско-Выгозерского Центрально-Карельского домена (Слабунов, 1993; Бибикова и др.,1999; Кожевников, 1992; 2000, наши данные), а также в Костомукшском поясе (Puchtel et al.,1997; Лобач-Жученко и др., 2000; Кожевников, 2000) и поясах Восточной Финляндии Западно-Карельского домена. Согласно имеющимся в настоящее время результатам изотопного датирования, только образования нижней базитовой толщи Хизоваарского пояса могут быть достаточно надёжно отнесены к данному этапу магматизма. Базиты верхней толщи секутся дайками с возрастом 2.7 млрд лет, предположительно близки с ними по возрасту и будут рассмотрены в следующем возрастном этапе.
Базиты метаморфизованы в условиях амфиболитовой фации и, в настоящее время, представлены гранатовыми и безгранатовыми амфиболитами с иногда сохраняющимися вулканическими текстурами. Как показано предыдущими исследователями (Слабунов, 1993), метаморфические преобразования не изменили геохимический состав пород. По содержанию MgO среди базитов выделяются коматииты и базальты (табл.7.2) Коматииты делятся на кумулативные образования с MgO=30-34% mg=0.87, перидотитовые коматииты с MgO =22-27%, mg=0.86-0.78 пироксенитовые коматииты и Коматиитовые базальты MgO =9-17% mg=0.73-0.59 На диаграмме по соотношению MgO-ТіОг все коматииты лежат в поле коматиитовой серии. Ti/Zr отношение в коматиитах близко к мантийному, колеблется в пределах 74 - 98 в кумулатах, 104-140 в коматиитах и коматиитовых базальтах. Коматииты относятся к недеплетированному или слабо деплетированному глинозёмом типу (АІгОзГТіОг 18-26, СаО/А1203=0.73-1.2) Содержания Ni в перидотитовых коматиитах варьируют от 660 до 1540 ppm, Сг - от 1900 до 3700 ppm, в пироксенитовых коматиита и коматиитовых базальтах №=160- 600 ppm, Cr= 1000-3000 ppm. Концентрации главных элементов в коматиитах Севрокарельских поясов Центрально-Карельского домена позволяют оценить температуры ликвидуса 1600-1620С и давлениями в источнике 5.5-6 Гпа. Коматииты обеднены лёгкими редкоземельными элементами (La/Sm) — 0.6, (GdAb)N -1.1 и обладают отрицательной аномалией Ей. Концентрации РЗЭ варьируют от мантийных до в 1.5 раза более высоких. Низкие, на пределе чувствительности, концентрации Nb не позволяют с достаточной степенью точности оценить наличие или отсутствие ниобиевой аномалии, однако концентрации Nb и La близки и если аномалия есть, то она незначительна (рис. 7.6). В пироксенитовых коматиитах и коматиитовых базальтах концентрации Nb 2-4 ppm, что выше порога чувствительности прибора. Для этих пород соотношение Zr/Y-Nb/Y на диаграмме с выделенными полями базальтов различных геодинамических обстановок (Kerr et al., 2000) позволяет считать их соответствующими базальтам океанических плато (рис.7.7). Среди базальтов толщи выделяются базальты и ферробазальты. Базальты на диаграмме по соотношению MgO-ТіОг лежат в поле коматиитовой и толеитовой серии. Базальты коматиитовой серии характеризуются магнезиальностью 0.64-0,57, mg толеитовых базальтов варьирует в от 0.50 до 0.47, при вариации S1O2 от 49 до 51% Базальты обеих серий низкомагнезиальные, умереннотитанистые и умеренноглинозёмистые. Ti/Zr отношение в базальтах близко к мантийному, колеблется в пределах 93-130. (табл.7.2). Базальты коматиитовой серии изливались с температурой ликвидуса 1200 С, давления в источнике составляли 2.5 Гпа. Концентрации Сг в базальтах коматиитовой серии 400 ppm, Ni-125 ppm, в базальтах толеитовой серии 250 и 60 соответственно. Базальты также как коматииты несколько обеднены ЛРЗЭ (La/Sm)N=0.65-0.80, (Gd/Yb)N-1.06-l.l(pHC.7.6). Концентрации РЗЭ в 4-5 раз выше чем в примитивной мантии, в них отсутствуют признаки контаминации коровым веществом: (Nb/La)=0.9-1.05. Соотношение Zr/Y-Nb/Y и высокие концентрации Ni в базальтах (рис 7.7) позволяют сопоставлять их с базальтами океанических плато. В базальтах отмечается отрицательная аномалия Ей. Отрицательная аномалия Ей предполагает фракционирование исходных базальтовых расплавов при давлениях не более 8 кбар в поле кристаллизации плагиоклаза, однако, поскольку отрицательная аномалия Ей присуща также коматиитам, для которых сложно предположить малоглубинное фракционирование плагиоклаза, возможно, эта геохимическая характеристика является спецификой источника.
Ферробазальты - достаточно экзотический член вулканогенного разреза. Для них характерна mg = 0.40, содержания SiCh варьируют от 47 до 51%. Они являются умеренноглинозёмистыми и высокотитанистыми породами, Ti/Zr отношение в ферробазальтах близко к мантийному (99-111). Концентрации Ст (43-83г/т) и, Ni (43-56г/т) в породе очень низкие. Ферробазальты обладают фракционированным распределением РЗЭ, при этом в ферробазальтах на спайдердиаграмме отмечается отрицательная аномалия La и положительные Zr и Ті. Концентрации Th» Nb»La. Такое соотношение исключает наличие коровой контаминации исходных расплавов ферробазальтов и образования их в коровых или островодужных условиях. Такие высокожелезистые и высокотитанистые базальты рассматриваются большинством авторов как глубинные мантийные образования. В разрезе Хизоваарской структуры, параллельно с базитами присутствуют вулканиты среднего и кислого состава. На дискриминационных диаграммах: например, на диаграммах Rb - Y+Nb и Rb - Y (Pearce et al., 1984) фигуративные точки составов этих вулканитов находятся в поле островодужных пород. Они имеют дифференцированный спектр распределения РЗЭ: породы обогащены легкими РЗЭ в 12-120 раз по сравнению с хондритом и тяжелыми РЗЭ - в 3-9 раз. В кислых вулканитах наблюдается слабо выраженная отрицательная аномалия Ей. Результаты анализа бинарных диаграмм распределения главных элементов, а также распределения РЭ и РЗЭ указывают на то, что образование средних и кислых вулканитов могло происходить в результате кристаллизационной дифференциации базальтовых расплавов при участии амфибола, пироксенов, магнетита и плагиоклаза, то есть при умеренном содержании в расплаве воды и давлении в магматической камере более 3 кбар. Такие условия формирования, предполагаемые для современных островодужных андезитов (Кадик и др., 1982), а также широкий спектр состава вулканитов и существенная роль в них известково-щелочных разностей позволяют идентифицировать керетьозерскую вулканическую серию как островодужную. Изотопный состав Nd в андезитах (8Nd(2-85) = +2.8), свидетельствует о ювенильной природе средних и кислых вулканитов, следовательно, образование островных дуг происходило на океанической коре.
Обобщая результаты геохимического анализа вулканитов поясов Северной Карелии, можно сделать вывод, что отдельные части единых в настоящее время зеленокаменных поясов образовались в различных геодинамических обстановках в условиях океанических плато, островных дуг и задуговых бассейнов и были впоследствии тектонически совмещены. Примером базальтов Ондозеоско-Выгозерского блока являются базальты Урасозерской пояса, которые представляют собой амфиболиты, часто без реликтов первичных текстур. По химизму (табл.7.2) все они являются толеитовыми базальтами. По отношению глинозёма к сумме щелочей базальты разделяются на три группы: высокоглинозёмистые, нормальные и субщелочные толеиты. Базальты первой группы характеризуются высоким глинозёмом, для них характерна высокая магнезиальность (mg = 0.64), по соотношению MgO-ТЮг они лежат на границе вулканитов коматиитовой и марионит-бонинитовой серий. Для них характерно низкое содержание ТіОг и Zr, Ti/Zr отношение (95-100) несколько ниже мантийного, высокие содержания Сг (590 г/т).
Примеры палеомагнитного исследования раннедокембрийских объектов Балтийского щита
В качестве примера исследования архейских объектов Карельского мегаблока рассмотрим результаты, полученные для архейских базальтов и габбро Шилосского зеленокаменного пояса, расположенного на северной окраине Водлозерского домена (рис 10-2, Ф= 63.3, с.ш., А.= 35.0 в.д.) с Sm-Nd возрастом вулканитов 2.913 млрд лет и возрастом секущей вулкано-плутонической формации 2.85 (граниты Шилосского массива, U-Pb по циркону) - 2.80 млрд лет (риолитовые дайки, U-Pb по циркону) и интрузии сиенитов Хижъярви Центрально-Карельского блока. ( Ф=64.3 с.ш., Я.=32.6 в.д.; Рис 10-3) с возрастом 2.74 млрд лет. Геологическое описание пород Шилосского зеленокаменного пояса и возрастные соотношения даны в главе 2. Отметим только, что метаморфизм пород достигал условий эпидот-амфиболитовой фации умеренных давлений, что соответствует интервалу температур 500-520 С и превышает температуры точки Кюри ферримагнитных минералов. Метаморфизм и деформации первичных структур базальтов отвечали этапу внедрения интрузии Шилосских тоналитов, и, возможно, даек кислых вулканитов. Основные вулканиты в настоящее время представляют собой мелкозернистые породы, сложенные кислым плагиоклазом, эпидотом, хлоритом, и зеленой или бледно-зеленой роговой обманкой, ферримагнитным минералом и лейкоксеном. Габбро сходны с базальтами по составу; они представляют собой более крупнозернистые породы, сохраняют реликты диабазовой и габбро-диабазовой структуры, сложены роговой обманкой с реликтами пироксена, эпидотом, содержат ферримагнитный минерал и лейкоксен.
Отбор образцов для палеомагнитных исследований проводился на большой площади распространения базитов (рис. 10.2). Из четырех обнажений отобрано сорок девять ориентированных штуфов базальтов, из двух обнажений - двадцать восемь ориентированных штуфов габбро. Палеомагнитные исследования данного объекта включали в себя измерение магнитной восприимчивости, естественной остаточной намагниченности, размагничивание образцов переменным магнитным полем и компонентный анализ результатов по диаграммам Зийдервельда. Естественная остаточная намагниченность образцов состоит, как правило, из двух компонент (рис. 10.3). Для диагностики ферримагнитных минералов - возможных носителей естественной остаточной намагниченности в образцах базальтов и габбро - проводился термомагнитный анализ, результаты которого представлены на рисунке 10.4. Как видно из рисунка 10.4а, температура Кюри ферромагнитного минерала оценивается в 350С. Сравнение хода кривых изменения остаточной намагниченности насыщения JRS после первого и второго нагревов свидетельствует о незначительном изменении ферримагнитного минерала в процессе нагрева до 350С. Сравнение хода кривых изменения естественной остаточной намагниченности (кривая 1) и термоостаточной намагниченности в магнитном поле 0,5 Э, созданной на этом же образце габбро (кривая 2), представленных на рисунке 10.46, дает возможность предположить термическую природу остаточной намагниченности для исследованного образца габбро. Результаты термомагнитного анализа образца габбро свидетельствуют о первичности носителя намагниченности и о синхронности остаточной намагниченности времени метаморфизма базитов. Первичный ферромагнитный минерал в базальтах по всей вероятности перемагничен при метаморфизме пород, который достигал температур 520 С, и по времени соответствовал кристаллизации Шилосских тоналитов.( 2850 млн. лет) или даек дацитов (-2810 млн. лет).
Размагничиванию переменным магнитным полем подвергалось сорок пять образцов. Распределение направлений стабильной компоненты естественной остаточной намагниченности Jn представлено на рис. 10.5. Этот рисунок позволяет оценить степень однородности распределения направлений Jn, поскольку исследованные образцы из различных обнажений удалены друг от друга на расстояние до 10 км (рис. 10.2). Образцы габбро из обнажения III оказались слабомагнитными и в обсуждении не участвуют. Направления стабильных компонент соответственно их положению на стереопроекциях обозначаются А, В, С, D, F, как принято в современной литературе, например: (Mertanen et al., 1989). Направления стабильных компонент для базитов Шилосского пояса образуют группы В и С. Средние палеомагнитные направления и параметры точности определений приведены в таблице 1. Там же приводятся координаты палеополюсов, рассчитанные по направлениям выделенных компонент. Соответственно проведенным ранее исследованиям в Юго-Восточной и Северной Карелии (Краснова, Гуськова, 1990; Краснова, Гуськова,1997; Krasnova, Gooskova, 1995), а также данным по расслоенным интрузиям Северной Финляндии (Mertanen et al., 1989), компонента С является самой древней компонентой (2800 млн. лет), направления группы В связаны с более поздним этапом перемагничивания пород. Направления группы А, характерные для Северной Карелии и Северной Финляндии и связанные с перемагничиванием пород во время свекофеннской тектономагматической активизации, в базитах Шилосской структуры не выделяются.
Из рис. 10.5 видно, что направления Jn группы В для двенадцати образцов базальтов и габбро, для которых выделена компонента, попадают в зону действия направления перемагничивания. Какие-либо существенные отличия этих образцов не установлены: распределение характеристик физических свойств - естественной остаточной намагниченности Jn, магнитной восприимчивости, величины Q= Jn/0.5 и медианного значения переменного размагничивающего поля hm, уменьшающего вдвое начальную величину Jno - очень однородное. Оценки средних значений направления стабильной компоненты Jn для всей группы Вис учетом двенадцати "перемагниченных" образцов почти не отличаются (рис. 10.6). Опыт предыдущих исследований докембрийских пород Карелии позволяет выделить две подгруппы древних направлений С и D (рис. 10.6). По средним направлениям вьщеленных групп вычислены положения палеополюсов, которые сравниваются с кривой кажущейся миграции палеополюса для Балтийского щита в докембрии, построенной на основе пересмотренной и обновленной базы данных для Фенноскандии (Elming et al.,1993). Как можно видеть из табл. 1, палеополюс Шилос С располагается на кривой в её древней части, и для компоненты С следует предположить возраст -2750-2800 млн. лет, что не противоречит геологическим данным. В соответствии с положением палеополюса Шилос D , компоненту D следует датировать 2500 мли. лет. Этот возраст соответствует времени подъема раннепротерозойского суперплюма (см. главу 9).
