Первые данные по палеомагнетизму палеопротерозойских пород серповидной структуры (Кольский регион, северо-восток Балтийского щита)

Палеомагнитный метод занимает особое место среди геофизических методов изучения горных пород, так как он является единственным методом, благодаря которому в сочетании с данными об изотопном возрасте пород можно восстановить траекторию перемещения литосферных плит в геологическом прошлом с ее привязкой к современной системе географических координат. Палеомагнитные работы проводились в ГИ КНЦ РАН в 1960–70-х гг. и показали, что в Кольском регионе пригодными для палеомагнитных исследований являются основные изверженные породы, породы, содержащие жесткие ферромагнетики (тонкодисперсный магнетит и гематит), а также палеопротерозойские магнетитсодержащие метаосадки [1]. После длительного перерыва эти работы были возобновлены в 2006 г., когда началось детальное изучение Серповидной складчатой структуры Кейвского террейна (рис. 1, а ). Целью этих работ была попытка определения палеополюса в палеопротерозойских метаморфических породах на примере палеопротерозойских супракрустальных пород, которые слагают ядро Серповидной складки.

Геологическая обстановка

Серповидная складка находится в западном окончании Кейвского парасланцевого пояса (рис. 1, б ). По результатам специальных структурных исследований, она представляет собой гигантскую колчановидную синформную складку [2]. Ее ядро сложено породами, сопоставляемыми с отложениями умбинской свиты палеопротерозойского Имандра-Варзугского рифта [3]. Эти палеопротерозойские породы слагают три толщи: карбонатно-сланцевую, метабазальтовую и гнейсо-амфиболито-сланцевую и обрамляются кейвскими парасланцами и парагнейсами (рис. 2). Возраст кейвских метаосадочных пород – архейский или палеопротерозойский – окончательно не определен. Метабазальтовая и гнейсо-амфиболито-сланцевая толщи отличаются частым чередованием практически немагнитных и сильномагнитных магнетитсодержащих метабазальтов и метаосадков (вплоть до железистых кварцитов).

Серповидная складка, кроме необычной колчановидной морфологии, отличается резкой асимметрией ее строения. В палеопротерозойском ядре складки ее верхнее, северное, крыло имеет мощность ~1 300 м и сложено слабо деформированными породами. Нижнее, южное, крыло сложено расплющенными породами, общая мощность которых в центральной части складки составляет всего ~300 м (рис. 2). Эта асимметрия вместе с колчановидной морфологией, кинематическими индикаторами и меридиональной минеральной и агрегатной линейностями (рис. 2) указывает на образование Серповидной складки в результате крупномасштабных и направленных к северу надвиговых движениях [2]. Движения происходили 1,97–

1,93 млрд лет назад и предшествовали пику метаморфизма и надвиговых деформаций в лапландских и умбинских гранулитах, достигнутому 1,925 млрд лет назад (см. обзор в работе [4]).

Рис. 1: а – тектоническая схема северной Фенноскандии (по работе [2], с дополнениями); б – геологическая карта Кейвского террейна (по работе [4], с упрощениями)

Рис. 2. Схематическая геологическая карта палеопротерозойского ядра Серповидной складки (по работе [2], с упрощениями)

Минеральная линейность в палеопротерозойском ядре Серповидной складки образована удлиненными кристаллами ставролита и амфибола. В облекающих ядро кейвских метаосадках она выражена в предпочтительной ориентировке игольчатых кристаллов кианита пачки Б (по И. В. Белькову [5]), количественно резко преобладающими над ставролитом (кроме парасланцев пачки В). Метаморфизм в западных Кейвах, где находится Серповидная складка, происходил в условиях амфиболитовой фации при температуре до 620 °С [6]. Кейвские парасланцы при этом не мигматизированы, тогда как в отдельных амфиболитах палеопротерозойского ядра Серповидной складки мы наблюдали редкие участки слабой, начальной мигматизации. Минимальная температура, при которой появляются первые локальные мигматиты, определенная, например, по включениям минералообразующих сред в минералах пород Беломорской провинции, метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации, равна 620–640 °С [7]. Следовательно, температура метаморфизма палеопротерозойских пород, как и кейвских парасланцев, достигала 620 °С.

Многие датировки, полученные для пород Кейвского террейна, лежат в интервале 1,7–1,8 млрд лет [8–11]. Они отвечают времени образования пегматитов, поздней минерализации в различных кейвских породах и метасоматоза. Наиболее ярко метасоматоз был проявлен в кейвских высокоглиноземистых парасланцах, что отмечалось еще И. В. Бельковым [5]. Ряд авторов прямо связывают метасоматоз с мощным и повсеместным воздействием флюидов на протолит кейвских пород в конце палеопротерозоя [9; 10; 12]. По-видимому, в то же время протекали процессы регрессивного метаморфизма амфиболитовой и более низкотемпературных фаций, описанные в работе [6].

Методика исследований

Для палеомагнитных исследований с помощью алмазной дисковой пилы из обнажений выпиливались ориентированные образцы прямоугольной формы (средний размер примерно 15 × 10 × 8 см). Из образца в лабораторных условиях выпиливались кубики с ребром 2 см. Выпиливание из одного образца нескольких кубиков и их изучение позволяло не только контролировать измерения, но и оценить однородность магнитных и палеомагнитных свойств изучаемых пород.

С целью выделения стабильной компоненты естественной остаточной намагниченности кубики затем подвергались размагничиванию переменным магнитным полем. Процедура размагничивания включала несколько стадий (шагов), число которых обычно варьировало от 10 до 15 (иногда больше). Длительность стадии составляла 12–15 минут. Максимальное размагничивающее поле достигало 50 мТл. После каждой стадии размагничивания проводилось измерение вектора остаточной намагниченности с помощью спин-магнитометра (рок-генератора) JR-4. Последовательность этих векторов отображалась на диаграмме Зийдервельда [13].

Затем для каждого кубика измерения по методу главных компонент производилась обработка, в результате которой выделялись ориентировки векторов естественной остаточной намагниченности различной устойчивости, называемых компонентами – от начальной (самой неустойчивой, или мягкой, I ) до последней (самой устойчивой, или жесткой, II ). Полученные для каждого кубика компоненты отображались на стереографической диаграмме Вульфа, а их ориентировки подверглись стандартной статистической обработке с помощью программного обеспечения для спин-магнитометров JR-4 и JR-6 [14]. В конечном итоге по полученным для каждого образца статистически значимым ориентировкам компонент определялись координаты палеополюса по компьютерной программе Р. Дж. Энкина [15].

Характеристика образцов

В настоящей статье приведены данные для 47 образцов, которые представляют пять типов палеопротерозойских пород, взятых в пяти обнажениях. Четыре из них залегают в северном, слабо деформированном крыле Серповидной складки (рис. 2). Обн. 608-30 сложено среднезернистыми амфиболитами в целом массивной текстуры и реликтовой габбровой текстурой. Они слабо мигматизированы, имеют неявную сланцеватость и слои мелкозернистого сложения. Отмечается слабая меридиональная линейность по амфиболу. Обн. 711-1 сложено крупнозернистым сланцеватыми гранатовыми амфиболитами с хорошо выраженной меридиональной линейностью по амфиболу. Эти породы принадлежат одному протяженному слою амфиболитов мощностью до первых десятков метров. Расстояние между обнажениями равно ~100 м. Обн. 711-2 и 909-2 расположены примерно в 5 м друг от друга и сложены крупнозернистыми амфиболовыми сланцами с тем или иным количеством вторичного биотита и хлорита, а также вторичной сине-зеленой роговой обманки. Последняя, как и хлорит, развивалась по амфиболу. В этих сланцах наблюдается слабо выраженная меридиональная линейность.

Отличительной особенностью всех этих пород является высокое содержание магнетита. Он распределен неравномерно и образует прослои мощностью до 1 см, в которых его содержание достигает ~10 %. Морфология зерен магнетита очень разнообразная и варьирует от редких идиоморфных кристаллов до зерен с крайне причудливыми контурами. Размер зерен меняется от сотых долей миллиметра до 1,2 мм, при этом наиболее крупные из них локализуются в прослоях с высоким содержанием магнетита. В этих прослоях нередко наблюдаются ленточные обособления магнетита длиной до 2,3 мм, параллельные полосчатости.

Амфиболовые сланцы из обн. 909-2 заметно выделяются среди изученных относительно слабо деформированных пород. Они отличаются пониженным содержанием магнетита и немного более однородным его распределением. Другой важной отличительной чертой этих сланцев является высокое содержание вторичного хлорита, достигающее местами 20 %. Отдельные игольчатые агрегаты хлорита образуют параморфозы по амфиболу, но в целом их ориентировка хаотическая. Это говорит о том, что регрессивный метаморфизм происходил в статистических условиях после окончания деформации пород.

Пятый тип пород был взят из обн. 608-12 в южном, расплющенном, крыле Серповидной складки (рис. 2). По структуре, текстуре, содержанию магнетита и морфологии его зерен эти породы принципиально отличаются от всех рассмотренных выше пород. Это серые мелкозернистые и тонкозернистые тонкополосчатые и сильно линеализированные эпидот-мусковит-биотитовые кварцитогнейсы с магнетитом и амфиболом. Содержание магнетита не превышает 2 %; зерна в основном мелкие, лишь отдельные из них достигают 0,4 мм в поперечнике.

Полосчатость в кварцитогнейсах представлена тонкими (от первых долей до нескольких миллиметров) слойками с диффузными границами и с повышенным содержанием темноцветных минералов. Параллельно полосчатости расположена сланцеватость по биотиту. Она подчеркнута слегка удлиненными зернами кварца, а также цепочками почти изометричных зерен эпидота, при этом сами зерна не имеют предпочтительной ориентировки. Мусковит образует чуть удлиненные чешуйки, заметно более крупные, чем все остальные минералы (до 0,5 мм), и имеет хаотичную ориентировку.

На плоскостях полосчатости наблюдается меридиональная линейность, образованная тонкими веретенообразными агрегатами как темноцветных, так и бесцветных минералов, а также бороздчатость. Этой линейностью исперщена практически вся поверхность полосчатости, но для ее наблюдения требуется определенный навык (на косых сколах она не видна). В результате кварцитогнейсы текстурно являются милонитами, а структурно представляют собой мелкозернистые гранобластовые породы.

Описанные пять типов пород характеризуют две стадии их метаморфической переработки. Первая стадия отвечает пику деформации, когда породы в южном крыле были расплющены и линеализированы при перемещении Серповидного тектонического покрова к северу во время лапландско-кольской орогении [2]. Эта пиковая деформация отвечала максимальным условиям метаморфизма, зафиксированным в парагенезисе гранат+роговая обманка+плагиоклаз+кварц (обн. 711-1), а также в появлении мигматитов (обн. 608-30). На второй стадии в статических условиях протекал регрессивный метаморфизм. В милонитизированном и линеализированном кварцитогнейсе (обн. 608-12) этот метаморфизм привел к образованию гранобластовой структуры, отличающейся необычно мелкими размерами зерен. Наиболее ярко перекристаллизация проявилась в амфиболовых сланцах обн. 909-2.

Результаты

В слабо мигматизированных амфиболитах обн. 608-30 выявлены обе компоненты (мягкая I и жесткая II ). Компонента I имеет относительно высокую кучность (рис. 3, а ), а компонента II менее кучна (рис. 3, б ). Линеализированные гранатовые амфиболиты обн. 711-1 обладают высокой коэрцитивной силой, и при размагничивании из-за ограничений установки для размагничивания полностью эти породы размагнитить не удалось. Тем не менее в ряде кубиков была выделена компонента I , характеризующаяся высокой кучностью и как прямым, так и обратным направлением вектора намагниченности (рис. 3, в ).

Амфиболовые сланцы обн. 711-2 обнаруживают слабую палеомагнитную запись. Компонента I относительно кучна, причем ряд векторов намагниченности имеют инверсное направление (рис. 3, г ). Компонента II выделяется хуже, имеет низкую кучность и прямую и обратную направленность векторов (рис. 3, д ). В сильно регрессивно измененных хлорит-амфиболовых сланцах (обн. 909-2) компонента I обладает удовлетворительной кучностью, при этом в отдельных кубиках вектор намагниченности имел обратную направленность (рис. 3, е ). Компонента II обладает очень плохой кучностью, а вектор намагниченности имеет только прямую направленность (рис. 3, ж ).

Из первоначально сильно милонитизированных и затем регрессивно перекристаллизованных кварцитогнейсов обн. 608-12 были выпилены 14 кубиков. В них была установлена только компонента I . Векторы намагниченности обнаружили поясное распределение, но при этом половина из них имеет высокую кучность и образует на стереографической диаграмме компактное поле (рис. 3, з ). На рис. 3, и приведена диаграмма Зийдервельда для одного из кубиков, выпиленных из этих кварцитогнейсов.

Ориентировки всех выявленных компонент были обработаны с использованием статистики Фишера.

Рассчитанные по ним координаты палеополюса приведены в табл.

Рис. 3: а – з – стереографические диаграммы ориентировки векторов остаточной естественной намагниченности в палеопротерозойских пород ядра Серповидной складки; и – диаграмма Зийдервельда для кварцитогнейсов из обн. 608-12. Залитые и незалитые кружки – векторы с прямой и обратной направленностью намагниченности; овалы вокруг кружков – овалы доверия (95 % доверительный интервал); 909-2, II – номер обнажения и компоненты ( I – мягкая, II – жесткая);

608-12(08-03) – номера обнажения образца и кубика соответственно

Обсуждение

Ориентировка большинства компонент в изученных амфиболитах и амфиболовых сланцах близка таковой вектора намагниченности современного магнитного поля или совпадает с ней. Поэтому мы предполагаем, что все эти компоненты являются вязкими и образовались в современном магнитном поле (рис. 4, а ). Ориентировка жесткой компоненты II , установленной в амфиболовом сланце 711-2, является очень невыдержанной и мало пригодной для интерпретации. Эти амфиболиты и амфиболовые сланцы содержат относительное большое количество магнетита (до 10 %). По данным В. А. Тюремнова и В. П. Мирошникова [1], в породах с высоким содержанием магнетита наблюдаемая намагниченность скорее всего имеет современную вязкую или динамовязкую природу. Таким образом, наши результаты согласуются с выводом в работе [1], что подобные породы не пригодны для палеомагнитного изучения.

Кварцитогнейсы 608-12 резко отличаются от амфиболитов и амфиболовых сланцев по содержанию магнетита (≤ 2 %), характеру его распределения в породе и структурно-метаморфической истории. Палеополюс, определенный по ориентировке компоненты I в этих породах, попадает точно на траекторию кажущейся миграции полюса, которая была построена для восточной части Балтийского щита [16] и находится рядом с возрастной отметкой 1,95 млрд лет (рис. 4, б).

Рис. 4: а – стереографическая диаграмма ориентировки палеополюсов, определенных для палеопротерозойских пород ядра Серповидной складки (условные обозначения см. на рис. 3); б – положение палеополюсов, определенное для обн. 608-12 и 909-2, на карте траектории кажущейся миграции полюса, построенной для восточной части Балтийского щита [16]

Согласно работе [4], пиковые условия деформации и метаморфизм в районе хр. Серповидный имели место 1,97 млрд лет. Температура в то время достигала 620 °С (см. выше). Она превышала температуру точки Кюри для магнетита на 35 °С. 1,93 млрд лет назад породы остыли до температуры ~450 °С (см. выше). Отсюда следует, что ~1,95 млрд лет назад должны были происходить первые регрессивные метаморфические преобразования пород, и магнетит уже мог фиксировать положение палеополюса. Этот регрессивный метаморфизм протекал после образования Серповидной складки, и для определения положения палеополюса не следует вводить поправку на наклон пород, вызванный складчатостью.

Таблица

Палеомагнитные данные для пород палеопротерозойского ядра Серповидной складки

№ п/п	Обн., компон.	^	D site	I site	k	a 95	D paleo	I paleo	dp	dm	p -lat
1	608-30, I	35	350,2	66,8	15,78	6,3	71,0	236,7	8,6	10,4	49,4
2	608-30, II	19	358,3	66,7	4,86	16,6	71,5	220,5	22,5	27,3	49,3
3	608-12, I	12	316,6	33,6	11,94	12,9	33,5	269,4	8,3	14,7	18,4
4	711-1, I	31	320,1	70,4	18,21	6,2	67,3	291,4	9,3	10,8	54,6
5	711-2, I	50	286,6	77,5	5,95	9,0	62,8	338,5	15,9	16,9	66,1
6	711-2, II	14	142,7	77,1	3,98	22,9	45,7	58,0	39,8	42,7	65,4
7	909-2, I	26	358,8	50,8	9,69	9,6	53,8	218,6	8,7	13,0	31,5
8	909-2, II	11	20,5	53,5	6,73	19,0	54,3	187,1	18,4	26,5	34,1