CC BY
13
УДК 550.38435:551.71 (470.22)
Н.В. Лубнина1, Н.А. Тарасов2
ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ САРИОЛИЙСКИХ КОНГЛОМЕРАТОВ ОНЕЖСКОЙ СТРУКТУРЫ КАРЕЛЬСКОГО ПРОТОКРАТОНА: К ВОПРОСУ О ГЛОБАЛЬНОМ ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКОМ ПЕРЕМАГНИЧИВАНИИ3
В результате палеомагнитных исследований сариолийских (2,4—2,3 млрд лет) конгломератов Онежской структуры выделены две характеристические компоненты намагниченности. Среднее направление среднетемпературной компоненты имеет кучное распределение и совпадает с направлением Свекофенского перемагничивания в пределах Карельского протократона. Направления выделенных в конгломератах высокотемпературных компонент намагниченности имеют значительный разброс, что свидетельствует о первичной природе этой компоненты намагниченности. Выделены два кластера высокотемпературной компоненты, связанные не только с составом протолитов, но и с различными условиями преобразований пород, в том числе с их флюидонасыщенностью.
Ключевые слова: Карельский протократон, сариолийские конгломераты, Онежская структура, перемагничивание, палеопротерозой, тест контакта, тест конгломератов.
As a result of paleomagnetic studies Sariolian 2,4—2,3 Ga conglomerates of the Onega basin of the Karelian protoctaton, two characteristic components of magnetization have been separated. Mean direction of the medium-temperature component has a heap distribution and coincides with mean direction of the Svecofennian remagnetization within the Karelian proto-craton. The directions of high-temperature magnetization components isolated in conglomerates have a significant spread, which indicates the primary nature of this magnetization component. Two clusters of high-temperature components associated not only with the composition of protolites, but also with different conditions of rock transformations, including their fluid saturation, are distinguished.
Key words: Karelian protocraton, Sariolian conglomerates, Onega structure, remagnetization, Paleoproterozoic, contact and conglomerate tests.
Введение. Многолетние палеомагаитные исследования архейских—раннепалеопротерзойских комплексов Карельского протократона свидетельствуют о присутствии практически во всех объектах в средне-, а иногда и высокотемпературном интервале стабильной компоненты намагниченности север—северо-западного склонения и умеренного положительного наклонения. Традиционно ее образование связывают со Свекофенским перемаг-ничиванием 1,88—1,80 млрд лет назад [Мейапеп й а1., 1999]. Иногда в образцах раннепротерозойских мафических даек и расслоенных интрузий выделяются еще две древние компоненты намагниченности — северо-восточного и восток—юго-восточного склонения и умеренного положительного наклонения (соответственно компоненты В и D по [Мейапеп е! а1., 1999]). Время приобретения породами компонент намагниченности оценивается как ~1,75 млрд лет (компонента В) и 2,45—2,40 млрд лет (компонента D) [Мейапеп е! а1., 2006]. При этом первичная природа компоненты D доказа-
на на основании положительного теста контакта ^а1ттеп е! а1., 2014]. Вместе с тем средние направления компонент В и D «размазаны» по дуге большого круга в первом и втором квадрантах, что свидетельствует о неполном разделении как докембрийских, так и фанерозойских («девонской» и «каледонской») компонент намагниченности [Лубнина, Захаров, 2018].
Для доказательства первичной природы D-компоненты намагниченности и оценки вклада разновозрастных вторичных компонент применен еще один тест палеомагнитной надежности — тест конгломератов.
Основными объектами исследований стали сариолийские (2,4—2,3 млрд лет) конгломераты пальеозерской и пенжинской свит Онежской структуры Карельского протократона. Выбор объектов неслучаен — в гальках конгломератов присутствуют обломки как вмещающих неоархейских гранитоидов, так и подстилающих сумийских андезитов и андезибазальтов. Кроме того, для сопостав-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, профессор; e-mail: [email protected]
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, студент; e-mail: [email protected]
3 Работа выполнена за счет гранта РНФ (проект № 18-17-00170), гранта РФФИ (проект № 17-05-01270) и на приборах, закупленных по Программе развития Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова
2 7
3 8
ЦК
4 9
5 10
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Фенноскандинавского щита, по ^иЬтпа е! а1., 2017] с упрощениями и указанием районов палеомагнитных исследований: 1 — палеопротерозойские комплексы Свекофенского орогена; 2 — палеопротерозой-ские вулканогенно-осадочные комплексы, 2,3-1,8 млрд лет; 3 — палеопротерозойские вулканогенно-осадочные комплексы, 2,06-1,95 млрд лет; 4 — архейско-раннепалеопротерозойские комплексы Фенноскандинавского щита; 5 — палеопротерозойские (людиковийские, 1,98 млрд лет) дайки и силлы; 6 — раннепалеопротерозойские (сумийские, 2,45 млрд лет) дайки и расслоенные интрузии; 7 — палеопротерозойские (?) дайки недатированные; 8 — границы основных тектонических единиц Фенноскандинавского щита; 9 — террейны Карельского кратона: Ра — Рануа, Ии — Иисалми, Ки — Кианта, ЦК — Центрально-Карельский,
В — Водлозерский; 10 — районы палеомагнитного опробования
ления идентичности магнитной записи в породах и гальках использованы данные палеомагнитных исследований архейских гранитоидов о-вов Деда и Горелый, прорванных неоархейскими дайками габброноритов ^сЬегЬакоуа е! а1., 2017], сумийских расслоенных интрузий Бураковка [МеПапеп е! а1., 2006; Scherbakova е! а1., 2017] и Кивакка (неопубл. данные авторов), а также сумийских мафических даек Пяозерской структуры.
Геология. Архейский Карельский кратон сформирован в результате коллизии 5 террей-нов — Водлозерского, Центрально-Карельско-гой, Кианта, Иисалми и Рануа, произошедшей около 2,70 млрд лет назад [Слабунов и др., 2006]. Фундамент Карельского кратона (3,5-3,2 млрд лет) представляет собой гранит-зеленокаменную область, образованную сложным сочетанием пород архейского и палеопротерозойского возраста.
Основную часть кратона слагают породы тоналит-трондьемит-гранодиоритовой ассоциации (ТТГ) с возрастом более 3,0 млрд лет.
Древнейший Водлозерский террейн расположен в юго-восточной части Карельского кратона (рис. 1). Его гранит-зеленокаменные комплексы являются основанием Онежской палеопротерозой-ской структуры [Слабунов и др., 2006; Онежская палеопротерозойская..., 2011] (рис. 1). Сумийские образования представлены метаморфизованными вулканогенными и осадочными породами глубо-коозерской и кумсинской свит в краевой части Онежской структуры (Кумсинская синклиналь и другие менее крупные структуры), а также интрузивными породами Бураковского перидо-тит-габбронорит-габбродиоритового комплекса, расположенного в восточной части Онежской структуры. Мощность глубокоозерской свиты составляет 145—150 м, кумсинской — 1300—1400 м [Онежская палеопротерозойская..., 2011].
Породы сариолийской системы (пальеозерская свита) с несогласием залегают на образованиях архея и сумия и представлены главным образом элювиально-делювиальными брекчиями (кора выветривания по подстилающим породам), конгломератами, песчаниками, алевролитами и хлоритовыми сланцами. Общая мощность свиты варьирует в широких пределах — от нескольких метров до сотен метров [Коросов и др., 2011]. На западном берегу оз Пальеозеро (Салвалампи) отложения пальозерской свиты представлены полимиктовы-ми конгломератами с преобладанием в гальках гранитогнейсов и гранитов, сменяющимися вверх по разрезу мелкообломочными конгломератами. Выше по разрезу залегает пачка неслоистых тонкозернистых туфопесчаников с линзами конгломератов, а также редких обломков базальта и гранита («плавающие» гальки), перекрытая пачкой зеленых тонкозернистых хлоритовых сланцев [Онежская палеопротерозойская..., 2011].
Образования ятулийской системы залегают после крупного стратиграфического перерыва с резким угловым и азимутальным несогласием на глубоко эродированной поверхности доятулийских комплексов и наиболее распространены в пределах Северо-Онежского синклинория.
Для установления наличия или отсутствия регионального перемагничивания, связанного с формированием Свекофенского орогена, проведены детальные петро-палеомагнитные исследования сариолийских (2,3—2,1 млрд лет) конгломератов Онежской структуры Карельского протократона, отобранных в ходе экспедиционных работ 2017 г. в 5 сайтах. Всего для проведения исследований был выбурен 81 ориентированный образец галек, из них 25 образцов галек вмещающих архейских гра-нитоидов, 41 образец галек сумийских (2,45 млрд лет) расслоенных интрузий и 15 образцов из сари-олийского (2,3—2,1 млрд лет) матрикса (рис. 1, 2).
Методика 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 отсутствие внешнего магнитного поля на приставке-печи CS-3 («AGICO», Чехия). Измерения проводили до температуры 700 °C в поле 300 мТл. Остаточную намагниченность в процессе температурных чисток измеряли 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 нТл.
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 (n-10-5 А/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 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 мТл. Общее число шагов магнитной чистки до 15. Для проведения компонентного анализа [Kirschvink, 1980] использована программа Remasoft 3.0. Компонента считалась выделенной, если не менее 3 точек (шагов чистки) лежали на одной прямой на диаграмме Зийдервельда [Zijderveld, 1967].
Для каждой компоненты, выделенной в среднетемпературном температурном спектре, рассчитывали средние направления с учетом статистических параметров (кучность K и радиус доверия а95). Время приобретения породами компоненты намагниченности оценивали на основании тестов палеомагнитной надежности (тест конгломератов). Для проверки гипотезы о равномерном распределении векторов на сфере были использованы тест галек Рэлея [Watson, 1956] и модификационный тест конгломератов [Шипунов, Муравьев, 1997].
Рис. 2. Обзорная геологическая карта Онежской структуры, по [Онежская структура..., 2011] с изменениями и указанием точек палеомагнитного опробования: 1 — фанерозойский платформенный чехол; 2-9 — протерозойские образования: 2 — вепсийский (1752 млн лет) силл основных пород; 3 — вепсийские (1800-1650 млн лет) осадочные комплексы; 4 — людиковийские (1985— 1956 млн лет) дайки, силлы и интрузии габброидов, долеритов, перидотитов; 5 — людиковийский и ятулийский (2300-1920 млн лет) вулканогенный и осадочный комплексы; 6 — сариолийский (2400-2300 млн лет) вулканогенный и осадочный комплексы; 7 — граниты (2440 млн лет); 8 — перидотит-габброноритовые расслоенные интрузии и дайки габброидов (2500-2450 млн лет); 9 — сумийские (2500-2450 млн лет) вулканогенные и осадочные комплексы; 10-13 — архейские образования: 10 — крупнозернистые граниты онежского комплекса (2884-2690 млн лет); 11 — мафические и ультрамафические интрузии (2890-2895 млн лет); 12 — вулканогенные (3020-2850 млн лет) и осадочные комплексы; 13 — мезоархейские (>2895 млн лет) тоналиты и гра-
нодиориты; 14 — объекты палеомагнитного опробования
С каждого среднего направления вторичных компонент намагниченности пересчитаны положения палеополюсов на координаты точек отбора образцов.
Палеомагнитные результаты. Для определения минералов-носителей намагниченности в образцах сариолийских конгломератов снято 8 кривых — зависимостей магнитной восприимчивости от температуры (ТМА). Установлено, что образцы архейских гранитоидов содержат магнитные суль-
фиды железа (пирротин), также в некоторых из этих образцов присутствует магнетит (рис. 3, а). В образцах галек раннепалеопротерозойских (су-мийских) расслоенных интрузий намагниченность связана с маггемит-магнетитовой ассоциацией (рис. 3, б). Наблюдается незначительное (не более 10-15%) увеличение магнитной восприимчивости при нагреве, что связано с превращением магге-мита в гематит. Поведение магнитной восприимчивости при нагреве в образцах габброноритов,
Таблица 1
Палеомагнитные полюсы, полученные для сариолийских конгломератов Онежской структуры Карельского протократона
Il/ll ÖN Объект исследований Обозначение сайта Координаты точек отбора Палеомагнитное направление Палеомагнитный полюс
B/N Dec, ° Inc, ° K а95, ° Ф, °N Л, °E
Ф, град. X, град.
Высокотемпературная компонента намагниченности
1 Гальки архейских гранитоидов ARHT 62,45 33,67 2/10 82,3 73,8 2,52 20,2 52,9 89,4 18,4 27,3
2 Гальки сумийских расслоенных интрузий PPRHT 62,45 33,67 5/33 69,2 42,0 1,13 63,7 - - - -
3 Матрикс сариолийских конгломератов MATHT 62,45 33,67 2/10 178,3 63,7 1,32 52,3 - - - -
Среднетемпературная компонента намагниченности
4 Гальки архейских гранитоидов ARMT 62,45 33,67 1/15 47,3 82,0 66,5 4,7 69,8 68,9 8,6 9,0
5 Гальки сумийских расслоенных интрузий PPRMT 62,45 33,67 4/29 341,4 58,5 14,7 7,2 -64,1 68,1 7,9 10,7
6 Матрикс сариолийских конгломератов MATmt 62,45 33,67 2/10 309,7 74,1 84,3 5,3 -66,4 141,4 8,6 9,6
Примечания. B — число сайтов; N — число образцов; POL — полярность палеомагнитных направлений (N — прямая, R — обратная); ф, X — широта и долгота точек отбора; Dec — склонение, Inc — наклонение; К — кучность; — радиус круга доверия при 95%-ной вероятности для среднего направления; Ф°, Л° — широта и долгота палеомагнитного полюса соответственно; dp dm — полуоси овала доверия полюса.
Таблица 2
Палеомагнитные полюсы, полученные ранее на неоархейских—палеопротерозойских комплексах Карельского кратона
и Свекофенского орогена
и/и 5N Объект исследований Обо-значение сайта Координаты точек отбора Палеомагнитное направление Палеомагнитный полюс Возраст, млн лет Ссылка |
Ф, град. X, град. B/N Dec, ° Inc, ° K а95, ° Ф, °N Л, °E dp, ° dm, °
Ключевые палеомагнитные полюсы
1 Архейские гранитоиды, о. Деда, восточная часть Онежской структуры ARG1 61,82 35,86 1/9 245,9 -64,8 36,4 8,7 50,7 117,1 11,2 13,9 2680 (?) 1
2 Архейские гранитоиды, о. Горелый, восточная часть Онежской структуры ARG2 61,82 35,88 1/15 236,6 -65,5 168,1 3,0 55,5 123,9 3,9 4,8 2680 (?) 1
3 Неоархейские Шальские габброноритовые дайки SH 62,1 36,2 5/154 175,8 -0,7 61,2 9,9 28,5 220,7 4,9 9,9 2504 2
4 Неоархейская Авдеевская габброноритовая дайка AV 61,95 36,08 8/26 138,0 52,0 112,0 5,0 -11,0 251,0 5,0 7,0 2504 3
5 Бураковская расслоенная интрузия BU 61,95 36,08 4/67 139,1 56,5 54,9 7,5 14,3 68,5 7,9 10,9 2449+1 3
6 Сумийские дайки Северной Карелии Comp D 64,1 27,7 11/65 98,1 44,4 58 6,1 -19,9 278,7 6,1 6,1 2450 4
7 Сумийские дайки Северной Карелии Comp A 64,1 27,7 22/116 347,1 46,3 126 2,8 52,6 226,7 2,8 2,8 1880(?) 4
8 Свекофенское перемагни-чивание SFR 65,9 34,8 67 334,6 47,9 5,2 8,4 49,9 250,4 7,2 11,0 1880 5
9 Сумийские дайки Северной Карелии Comp B 64,1 27,7 16/57 25,3 50,9 33 6,3 53,9 169,6 6,3 3,6 1750(?) 4
10 Ропручейский силл RS 61,3 35,51 12/145 9,7 5,3 61,2 5,6 30,9 204,0 4,7 4,7 1752+3 6
11 Трансскандинавский пояс, Смоланд интрузии SML 57,03 15,92 11/46 9,4 24,0 21,8 10,2 45,7 182,7 8,0 8,0 17841769 7
12 Туринге габбро-долерито-вые дайки TUR 62,48 14,81 6/56 342,8 44,1 199,3 4,8 51,6 220,2 4,8 4,8 1700+4 8
Примечания. B — число сайтов; N — число образцов; POL — полярность палеомагнитных направлений (N — прямая, R — обратная); ф, X — широта и долгота точек отбора; Dec — склонение, Inc — наклонение; К — кучность; а^— радиус круга доверия при 95%-ной вероятности для среднего направления; Ф°, Л° — широта и долгота палеомагнитного полюса соответственно; dp dm — полуоси овала доверия полюса. Ссылки: 1 — [Lubnina et al., 2017]; 2 — [Scherbakova et al., 2017]; 3 — [Mertanen et al., 2006]; 4 — [Mertanen et al., 1999]; 5 — [Pesonen et al., 2003]; 6 — [Pasenko, Lubnina, 2014]; 7 — [Pisarevsky, Bylund, 2011]; 8 — [Elming et al., 2018].
Рис. 3. Кривые зависимости магнитной восприимчивости от температуры (приведены кривые первого нагрева и охлаждения: а — образец гальки архейского (?) гранитоида; б — образец гальки раннепалеопротерозойских расслоенных интрузий; в — образец матрикса сариолийских конгломератов; г — образец раннепалеозойских расслоенных интрузий (массив Кивакка)
отобранных из центральной части расслоенного интрузивного массива Кивакка, сходно с поведением в образцах галек расслоенных интрузий сариолийских конгломератов (рис 3, г и б соответственно). Образцы, отобранные непосредственно из матрикса сариолийских конгломератов, слабомагнитные (рис 3, в). При нагреве образцов наблюдается значительный (в 1,5—2 раза) рост магнитной восприимчивости, связанный с образованием магнетита (рис. 3, в).
Проведена детальная ступенчатая температурная чистка для всех образцов, а также магнитная чистка дублей переменным магнитным полем. К сожалению, около 30% коллекции оказалось непригодно для палеомагнитных исследований (не содержит стабильной палеомагнитной записи) и было исключено из дальнейшего рассмотрения. В окончательный анализ вошло 15 галек архей-
ских гранитоидов, 32 гальки сумийских мафитов и 10 галек из сариолийского матрикса.
Архейские гранитоиды в коренных обнажениях опробованы в двух сайтах — на о. Деда и о. Горелый (восточная часть Онежской структуры, Водлозерский террейн), где они секутся неоархейскими Шальскими дайками габброноритов.
В значительном количестве образцов архейских гранитоидов, отобранных на расстоянии более 100 м от зоны контакта, выделяется наименее стабильная низкотемпературная (низкокоэрцитивная) компонента намагниченности север-северо-восточного/западного склонения и крутого положительного наклонения, разрушающаяся в диапазоне 20-180 °С и 3-12 мТл (рис. 4, А). Направление этой компоненты близко к направлению современного геомагнитного поля в районе исследований фес=12,9°; !пс=74,9°),
Рис. 4. Примеры ступенчатой температурной чистки сариолийких конгломератов и вмещающих архейских гранитоидов Онежской структуры Карельского протократона: А — вмещающие архейские гранитоиды на о. Деда (восточная часть Онежской структуры); Б — галька архейских гранитоидов в сариолийских конгломератах; В—Г — матрикс сариолийских конгломератов в западной части Онежской структуры; Д — габбронориты Кивакского сумийского расслоенного интрузива; Е — гальки сумийского расслоенного интрузива в сариолийских конгломератах в западной части Онежской структуры. Для каждого образца приведены: диаграмма Зийдервельда в географической системе координат, кривая изменения величины естественной остаточной намагниченности в ходе ступенчатой чистки, стереопроекция направлений в географической системе координат. Белые кружки — проекция векторов на верхнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельда проекция на вертикальную плоскость), черные кружки — проекция векторов на нижнюю полусферу (для диаграмм Зийдервельда проекция векторов на горизонтальную плоскость). Цифры у кружков указывают шаги магнитной чистки в °С. На диаграммах Зийдервельда буквы — выделенные компоненты (см. рис. 5 и табл. 1)
что позволяет предполагать ее вязкую природу и современный возраст. На диаграммах Зий-дервельда эта компонента обозначена как PDF (рис. 4). Из дальнейшего анализа она исключена. Помимо современной PDF-компоненты, в высокотемпературном/высококоэрцитивном интервале выделяется компонента запад—юго-западного склонения и крутого отрицательного наклонения (компонента UBG1 на рис. 4, А). Среднее направление этой компоненты намагниченности значимо отличается от направлений высокотемпературной компоненты в прорывающих неоархейских габброноритовых дайках (табл. 1), что косвенно свидетельствует об отсутствии пере-магничивания архейских гранитоидов в восточной части Онежской структуры после внедрения неоархейских даек [Scherbakova et al., 2017].
Помимо современной PDF-компоненты, в образцах архейских гранитоидов, в интервале блокирующих температур 575—590 °С и переменного поля 40—100 мТл выделена вторая (UBG1) компонента намагниченности юг—юго-восточного склонения и высокого отрицательного наклонения (сайт UBG1, рис. 4, А, табл. 1). Среднее направление этой компоненты значимо отличается от направлений высокотемпературной компоненты в прорывающих неорхейских габброноритовых дайках, а также в сумийских расслоенных интрузиях (рис. 4, Д, табл. 1), что косвенно свидетельствует об отсутствии перемагничивания архейских гранитоидов после внедрения неоархейских даек [Scherbakova et al., 2017].
В образцах галек гранитоидов, помимо современной PDF-компоненты, выделены две метахронные компоненты намагниченности. В среднетемпературном интервале выделяется компонента ARMT север—северо-западного склонения и умеренного положительного наклонения (рис. 3, б). Среднее направление этой компоненты совпадает с направлением Свекофенского перемаг-ничивания, широко распространенного в пределах Фенноскандинавского сегмента Карельского про-тократона (ARMT и SFR соответственно на рис. 4, А и Г и в табл. 1, 2). Вторая высокотемпературная компонента намагниченности ARHT выделяется в интервале температур 420—450 °С и переменных полей 50—100 мТл (рис. 3, Б). Компонента моно-полярна (северо-восточного склонения и от низких до высоких положительных наклонений). Лишь в двух образцах галек архейских гранитоидов высокотемпературная компонента ARHT демонстрирует отрицательные наклонения (рис. 3, б). Единичные направления этой компоненты равномерно распределены в плоскости залегания сариолийских конгломератов (рис. 4, Б). Тест конгломератов отрицательный — отношение статистики критерия теста Релея r выше критического значения rc (r/rc=0,612/0,307), что свидетельствует о присутствии в совокупности векторов некоторой регуляр-
ной вторичной компоненты [Шипунов, Муравьев, 1997; Watson, 1956].
В образцах из матрикса сариолийских конгломератов выделены также две метахронные компоненты намагниченности (рис 3, в, г). Корректно разделить эти две компоненты намагниченности достаточно трудно — в среднетемпературном/ среднекоэрцитивном интервале направление компоненты лежит на дуге большого круга (рис. 3, в, г). Вместе с тем среднее направление выделенной в низкотемпературном/низкокоэрцитивном интервале компоненты MATmt (рис 4, А, Г) близко направлению среднетемпературной компоненты намагниченности, выделенной в образцах галек архейских гранитоидов и сумийских расслоенных интрузий (рис 4, А), что свидетельствует о возможно частичном перемагничивании этих пород в палеопротерозое (-1,86 млрд лет назад). Также в образцах матрикса сариолийских конгломератов в высокотемпературном/высокоэрцитивном интервале выделяется вторая метахронная компонента намагниченности MATHT (рис. 3, Г). Компонента биполярна — в образцах выделяются компоненты преимущественно запад—северо-западного склонения и положительного наклонения (рис 3, в, г) и восток—юго-восточного склонения и крутого отрицательного наклонения (рис. 4, Б). Тест обращения отрицательный. Тест контакта также свидетельствует в пользу присутствия в совокупности векторов некоторой регулярной вторичной компоненты (r/rc = 0,359/0,290) [Шипунов, Муравьев, 1997; Watson, 1956].
В образцах сумийских габброноритов Ки-ваккского расслоенного интрузива выделяется одна высокотемпературная/высококоэрцитивная монополярная компонента намагниченности (AV на рис. 4, Д). Исходя из спектра блокирующих температур и данных термомагнитного анализа (рис. 3, г), основным минералом-носителем намагниченности является магнетит с небольшой маггемитизацией. Высокотемпературная компонента демонстрирует юг—юго-восточное склонение и умеренное положительное наклонение. Среднее направление этой компоненты отличается на 30—40° по склонению от полученного ранее среднего направления для сумийского Бураков-ского расслоенного интрузива и неоархейской Авдеевской дайки Водлозерского террейна (BU и AV на рис. 5, Г соответственно). В образцах галек сумийских мафических интрузий чаще всего выделяются две компоненты намагниченности. В интервале температур до 350 °С и переменных полей до 30 мТл выделяется компонента PPRMT север—северо-западного склонения и умеренного положительного наклонения (рис. 3, д, е). Среднее направление этой компоненты лежит между средними направлениями среднетемпературных/ среднекоэрцитивных компонент намагниченности, выделяемых в гальках архейских гранитоидов и
270
• о '
I I I I I I I I ? I I I I I I I 90
О •
180
180
180
компоненты намагниченности:
270
Aarmt 1 О ppRht 2 □ МАТмт 3 /^tÛJ...
средние направления:
д ARG1 5 Ш SH 6 ви ( о ; 7 SFR<§>
9 pprV 10 О МАТ^ 11 СотрА О
12
13
180
Рис. 5. Распределение на сфере направлений средне- (А) и высокотемпературных (Б—В) компонент естественной остаточной намагниченности в географической системе координат, выделенных в сариолийских конгломератах Онежской структуры и сопоставление средних направлений с таковыми, выделенными в архейских и палеопротерозойских комплексах Карельского протократона (Г): 1—3 — компоненты намагниченности, выделенные в сариолийских конгломератах: 1 — в гальках архейских гранитоидов (2884—2690 млн лет); 2 — в гальках сумийских (2500—2400 млн лет) мафических расслоенных интрузий; 3 — в матриксе сариолийских (2300—2100 млн лет) конгломератов; 4 — плоскость перемагничивания высокотемпературных компонент намагниченности в матриксе сариолийских конгломератов; 5—13 — сопоставление средних направлений выделенных в сариолийских конгломератах компонент намагниченности с таковыми, полученными ранее для архейских палеопротерозойских комплексов Карельского протократона: 5 — архейские гранитоиды в восточной части Онежской структуры (о. Деда и Горелый) ^сИегЬакоуа е! а1., 2017]; 6 — неоархейская (2505 млн лет) Шальская дайка ^сИегЬакоуа е! а1., 2017]; 7 — сумийская (2450 млн лет) Бураковская расслоенная интрузия [Мейапеп е! а1., 2006]; 8 — Свекофенское перемагничивание Фенноскандии [Ре8опеп е! а1., 2003]; 9 — среднетемпературная компонента намагниченности в гальках архейских гранитоидов в сариолийских конгломератах (эта работа); 10 — среднетемпературная компонента намагниченности в гальках сумийских мафических интрузий в сариолийских конгломератах (эта работа); 11 — среднетемпературная компонента намагниченности в матриксе сариолийских конгломератов (эта работа); 12 — среднетемпературные компоненты в мафических дайках Панаярвской структуры [МеЛапеп е! а1., 1999]; 13 — направление современного геомагнитного поля в районе работ. На стереограммах белые значки — проекции векторов на верхнюю полусферу, черные — проекции векторов на нижнюю полусферу. Буквенные обозначения компонент намагниченности см. в табл. 1
матриксе сариолийских конгломератов (ARMT и MATmt на рис. 5, А соответственно), и направлением Свекофенского перемагничивания (SFR на рис. 5, Г). Кучное распределение среднетем-пературной/среднекоэрцитивной компоненты намагниченности свидетельствует о частичном перемагничивании пород в свекофенское время. Следует также отметить, что палеомагнитный полюс, пересчитанный с направления этой компоненты на координаты точек отбора, близок полюсу свекофенского перемагничивания 1,88 млрд лет [Pesonen et al., 2003] и совпадает с ключевым палеомагнитным полюсом 1,86 млрд лет для Мурманского блока [Самсонов и др., 2018].
Вторая, монополярная компонента намагниченности, выделяемая в интервале температур
420—480 °С, имеет хаотичное распределение на сфере (компонента PPRHT на рис. 4, В). Корреляционный тест конгломератов положительный — отношение статистики критерия теста Релея r ниже критического значения rc (r/rc = 0,214/0,350), что свидетельствует об отсутствии в совокупности векторов некоторой регулярной вторичной компоненты [Шипунов, Муравьев, 1997; Watson, 1956]. Таким образом, полученные результаты свидетельствуют в пользу частичной сохранности первичной компоненты намагниченности в образцах галек расслоенных интрузий.
Обсуждение результатов. Палеомагнитные полюсы, пересчитанные с направлений среднетемпе-ратурных компонент намагниченности, выделенных в гальках архейских гранитоидов и сумийских
Рис. 6. Сопоставление новых палеомагнитных полюсов с предполагаемой Траекторией кажущейся миграции (ТКМП) Карельского (Восточно-Европейского) кратона в интервале 2,45—0,92 млрд лет назад, по ^иЬшпа е! а1., 2016] с дополнениями: 1 — фанерозойская часть ТКМП Восточно-Европейского кратона; 2 — докембрийская часть ТКМП Карельского протократона; 3 — полученные ранее палеопротерозойские полюсы Карельского протократона (табл. 2); 3 — полученные ранее архейские полюсы Карельского протократона (табл. 2); 5 — направление Свекофенского перемагничивания
расслоенных интрузий, а также сариолийского матрикса, близки направлению Свекофенского перемагничивания (рис. 5, табл. 2). Образование такого типа перемагничивания в архейских-пале-опротерозойских комплексах Карельского кратона, скорее всего, связано с эксгумацией докембрий-ских комплексов в Лапландском (^аШпеп е! а1., 2018] и ссылки в этой работе) и Свекофенском ([№уопеп е! а1., 2017] и ссылки в этой работе) орогенах 1,88—1,86 и 1,80 млрд лет назад соответственно. Примечательно, что палеомагнитный полюс, пересчитанный с направления Свекофен-ского перемагничивания, совпадает с ключевым полюсом ~1,88 млрд лет для Кольско-Карельского кратона [Самсонов и др., 2018].
Наряду со Свекофенской компонентой (Сотр. А на рис. 4, Г и в табл. 2) в породах Карельского кратона в средне-высокотемпературном интервале часто выделяют вторую компоненту В —
север—северо-западного склонения и низкого-умеренного положительного наклонения (Сотр. В на рис. 4, Г и в табл. 2). При этом наличие компоненты В в архейских и палеопротерозой-ских комплексах Карельского протократона пространственно приурочено к его краевым частям: восток-северо-восточной части Водлозерского террейна вдоль границы с Беломорским поясом, людиковийским долеритовым силлам западной части Онежской структуры Карельского протократона вблизи его границы со Свекофенским оро-геном, к северной части Центрально-Карельского террейна вблизи с границей с Лапландско-Коль-ским орогеном. Возможное время приобретения породами этой компоненты намагниченности косвенно оценивается как 1,76-1,79 млрд лет на основании изотопных данных. Компонента такого же направления широко распространена непосредственно и в пределах Свекофенского орогена как
первичная в палеопротерозойских мафических интрузиях [Lubnina et al., 2018; Piserevsky, Bylund, 2010], либо как вторичная в породах вблизи Трансскандинавского вулканического пояса [Elming et al., 2018; Lubnina et al., 2018].
Выводы. 1. В результате палеомагнитных исследований сариолийских конгломератов Онежской структуры Карельского протократона выделена вторичная метахронная компонента намагниченности, связанная с формированием Свекофенского аккреционного пояса.
2. В разных по составу породах и одновременно в близких условиях процессы перемагничива-ния проявляются по-разному. В архейских грани-тоидах и матриксе сариолийских конгломератов в
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Коросов В.И. Проблемы взаимоотношений сарио-лийских и сумийских образований // Геол. и полезн. иск. Карелии. 2013. Вып. 16. С. 57—63.
Лубнина Н.В., Захаров В.С. Оценка вклада вторичных компонент намагниченности в докембрийские палеомагнитные полюсы Карельского кратона // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 2018. № 5. С. 3-13.
Онежская палеопротерозойская структура (геология, тектоника, глубинное строение и минерагения) / Отв. ред. Л.В. Глушанин, Н.В. Шаров, В.В. Щипцов. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН. 2011. 431 с.
Самсонов А.В., Ларионова Ю.О., Сальникова Е.Б. и др. U-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr и Ar-Ar изотопные системы в минералах палеопротерозойского долеритового силла Мурманской провинции как основа для ключевого палеомагнитного полюса ~1.86 млрд. лет // Методы и геологические результаты изучения изотопных геохронометрических систем минералов и пород: Докл. Российской конференции по изотопной геохронологии. М.: ИГЕМ РАН, 2018. С. 313-316.
Слабунов А.И., Лобач-Жученко С.Б., Бибикова Е.В. и др. Архей Балтийского щита: геология, геохронология, геодинамические обстановки // Геотектоника. 2006. № 6. С. 3-32.
Шипунов С.В., Муравьев А.А. Критерии равномерности для сферических данных в палеомагнетизме // Физика Земли. 1997. № 12. С. 71-82.
Elming S.-A, Layer P., Soderlund U. Cooling history and age of magnetization of a deep intrusion: A new 1.7 Ga key pole and Svecofennian-post Svecofennian APWP for Baltica // Precamb. Res. 2018. https://doi.org/10.1016/j. precambres.2018.05.022.
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.
Lahtinen R., Huhma H, Sayab M. et al. Age and structural constraints on the tectonic evolution of the Paleoproterozo-ic Central Lapland Granitoid Complex in the Fennoscandian Shield // Tectonophys. 2018. Vol. 745. P. 305-325.
Lubnina N, Bogdanova S, Soderlund U. New paleomag-netic and isotopic data for the Late Paleoproterozoic mafic intrusions in the Blekinge Province (southeastern Sweden) // 33rd Nordic Geological Winter Meeting. Copenhagen: GSD press, 2018. Vol. 1. P. 51-52.
Lubnina N, Pasenko A., Novikova M. et al. The East European craton at the end of the Paleoproterozoic: A new
высокотемпературном/высококоэрцитивном интервале выделена еще одна вторичная компонента намагниченности (тест контакта отрицательный). В гальках сумийских расслоенных интрузий удалось выделить первичную высокотемпературную компоненту намагниченности (тест контакта положительный). Полученный результат свидетельствует в пользу частичной сохранности первичных компонент намагниченности в палеопротерозой-ских комплексах Карельского протократона.
3. 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.
paleomagnetic pole of 1.79—1.75 Ga // Moscow Univ. Geol. Bull. 2016. Vol. 71, N 1. P. 18-27.
Lubnina N.V., Pisarevsky S.A., Stepanova A.V. et al. Fennoscandia before Nuna: paleomagnetism of 1.98-1.96 Ga mafic rocks of the Karelian craton and paleogeographic implications // Precambr. Res. 2017. Vol. 292. P. 1-12.
Mertanen S, Halls H.C., Vuollo J.I. et al. Paleomagnetism of 2.44 Ga mafic dykes in Russian Karelia, eastern Fennoscandian Shield — implications for continental reconstructions // Precambr. Res. 1999. Vol. 98. P. 197-221.
Mertanen S, Vuollo J.I., Huhma H, Arestova N.A., Kovalenko A. EarlyPaleoproterozoic-Archean dykes and gneisses in Russian Karelia of theFennoscandian Shield — new paleomagnetic, isotope age and geochemical investigations // Precamb. Res. 2006. Vol. 144. P. 239-260.
Nironen M. (ed.). Bedrock of Finland at the scale 1:1 000 000 — Major stratigraphic units, metamorphism and tectonic evolution. Geol. Surv. of Finland. 2017. Sp. Pap. 60. 28 p.
Pasenko A.M., Lubnina N.V. The Karelian Craton in the Paleoproterozoic: new paleomagnetic data // Moscow Univ. Geol. Bull. 2014. Vol. 69, N 4. P. 189-197.
Pesonen L.J., Elming S.-A, Mertanen S. et al. Palaeo-magnetic configuration of continents during the Proterozo-ic // Tectonophys. 2003. Vol. 375 (1-4). P. 289-324.
Pisarevsky S.A., Bylund G. Paleomagnetism of 17801779 Ma mafic and composite intrusions of Smeland (Sweden): implications for the Mesoproterozoic supercontinent // Amer. J. Sci. 2010. Vol. 310. P. 1168-1186.
Salminen J., Halls H.C., Mertanen S. et al. Paleomagnet-ic and geochronological studies on Paleoproterozoic diabase dykes of Karelia, East Finland—Key for testing the Superia supercraton // Precambr. Res. 2014. Vol. 244. P. 87-99.
Shcherbakova V.V., Lubnina N.V., Shcherbakov V.P. et al. Paleointensity Determination on Paleoarchaean Dikes within the Vodlozerskii Terrane of the Karelian Craton // Izvestiya. Phys. of the Solid Earth. 2017. Vol. 53, N 5. P. 714-732.
Watson G.S. A test for randomness of directions // Monthly Notices Roy. Astr. Soc., Geophys. Suppl. 1956. Vol.7. P. 160-161.
Zijderveld J.D.A.. Demagnetization of rocks: analysis of results // Methods in Paleomagnetism. Amsterdam a.o. 1967. P. 254-286.
Поступила в редакцию 30.11.2018
