T-t ЭВОЛЮЦИЯ РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ ПОРОД СЕВЕРНОГО ПРИЛАДОЖЬЯ ПО ДАННЫМ ИЗУЧЕНИЯ U-Pb, Rb-Sr И Sm-Nd СИСТЕМ В МИНЕРАЛАХ

1. ВВЕДЕНИЕ

На территории Северного Приладожья обнажаются породы зоны сочленения юго-восточного фрагмента раннепротерозойского Свекофеннского подвижного пояса и эпиархейского Карельского кратона (рис. 1, а), преимущественно перекрытого раннепротерозойскими метаморфизованными вулканогенно-осадочными толщами. Благодаря увеличивающемуся с севера к югу уровню метаморфизма пород на этой территории выделяют раннепротерозойский зонально-метаморфизованный комплекс, сложенный архейскими гранитогнейсами и раннепротерозойскими метавулканитами и метатурбидитами. Наличие тектонической границы между областями раннепротерозойских и архейско-протерозойских пород позволило выделить здесь два домена – Северный и Южный, разделенные Мейерской надвиговой зоной [Baltybaev et al., 1996, 2000].

Особенностями Северного домена являются гнейсово-купольные структуры, сложенные архейскими гранитогнейсами, и межкупольные синформные складки, сложенные раннепротерозойскими супракрустальными толщами. В этом домене наблюдается прогрессивная метаморфическая зональность от зеленосланцевой фации на севере до амфиболитовой на юге (рис. 1, б). По изотопным данным здесь фиксируется два этапа активных метаморфических событий – 1.88–1.87 и 1.80–1.79 млрд лет назад [Baltybaev et al., 2004, 2009a, 2009b].

В Южном домене архейские породы и гнейсово-купольные структуры отсутствуют, а комплекс раннепротерозойских пород отличается вариациями метаморфизма от высокотемпературной амфиболитовой до гранулитовой фации и широким развитием интрузивного магматизма и мигматизации. Метаморфические толщи в этом домене образуют высокотемпературное «гранулитовое» ядро зонально-метаморфизованного комплекса, которое надвинуто на низкотемпературные породы Северного домена. По результатам изотопного датирования магматических и метаморфических пород установлено, что пик эндогенной плутоно-метаморфической активности в Южном домене был достигнут 1.88–1.86 млрд лет назад [Baltybaev et al., 2004, 2009b].

В данной работе авторы концентрируются на оценке термальной истории пород Северного домена, характеризующей раннепротерозойскую стадию его развития. Минеральные и изотопные системы минералов и пород этого домена несут в себе информацию о РТ-режиме остывания метаморфических комплексов юго-западной окраины эпиархейского Карельского кратона, что также позволяет судить о тектонотермальной активности палеоконвергентной границы в юго-восточной части Свекофеннского подвижного пояса.

2. МЕТАМОРФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ И ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ФОРМИРОВАНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД РАННЕПРОТЕРОЗОЙСКОГО ЧЕХЛА ЮЖНОЙ ОКРАИНЫ КАРЕЛЬСКОГО КРАТОНА

Благодаря зональному проявлению метаморфизма в Северном домене [Baltybaev et al., 2000] выделяются зоны: биотит-хлоритовая, ставролит-андалузитовая, силлиманитовая, гранат-кордиеритовая. При этом силлиманитовая зона делится на две подзоны: относительно низкотемпературную – с мусковитом, более высокотемпературную – с силлиманитом и калиевым полевым шпатом. Высокотемпературная зона определяется по появлению в метапелитах минерального парагенезиса граната и кордиерита, при этом в ней наблюдаются признаки частичного плавления пород с образованием первых мигматитов.

Биотит-хлоритовая зона. Устанавливается по появлению изограды биотита по реакции: Chl¹+Ms(+Qtz)=Bt+H₂O. Эта реакция протекает в мусковит-кварцевых сланцах с развитием парагенезисов: Chl+Bt+Qtz, Chl+Ms+Bt, Qtz+Ms+Pl и др.

Ставролит-андалузитовая зона. Устанавливается по появлению андалузита, ставролита, кордиерита, которые образуются по реакциям: Ms+Chl+Qtz=Crd+Bt+H₂О, Ms+Chl=Bt+And(+St)+Qtz+H₂O, Ms+St+Qtz=Grt+Bt+And+H₂O и Ms+Chl(+Mt)=Bt+St+Qtz+H₂O. Критическими для этой зоны являются ассоциации: Bt+Chl+And+Qtz, Bt+And+Qtz±Pl.

Силлиманитовая зона, силлиманит-мусковитовая и силлиманит-калиевополевошпатовая подзоны выделяются по появлению силлиманита вместо андалузита в ассоциации с мусковитом: St+Qtz=Grt+Sil+H₂O, Ms+St+Qtz=Grt+Bt+Sil+H₂O. При этом в первой подзоне развиваются ассоциации минералов: Bt+St+Sil+Ms+Qtz±Pl, Bt+Grt+Sil+Ms+Qtz±Pl, Bt+Sil+Ms+Qtz±Pl. При повышении температуры происходит разложение мусковита в результате реакции: Ms+Qtz=Sil+Kfs+H₂O. Наиболее типичными ассоциациями более высокотемпературной силлиманит-калиевополевошпатовой подзоны являются: Sil+Kfs+Pl+Bt+Qtz и Sil+Kfs+Pl+Grt+Bt+Qtz.

Гранат-кордиеритовая зона характеризуется появлением одноименного парагенезиса минералов по реакции: Sil+Bt+Qtz=Grt+Crd+Kfs+H₂O, приводящей к типичной ассоциации: Sil+Kfs+Pl+Grt+Crd+Bt+Qtz. В метапелитах этой зоны появляются первые лейкосомы мигматитов анатектического происхождения.

Термобарометрия пород подтверждает рост уровня метаморфизма по направлению с севера на юг: параметры пика метаморфизма составляют Т=450–550 °С и Р=3–4 кбар для низкотемпературных зон, а для наиболее высокотемпературных зон амфиболитовой фации – T=650–700 °C и Р=4–5 кбар [Baltybaev et al., 2000].

Минеральные парагенезисы прогрессивного этапа метаморфизма пород всех зон также несут следы регрессивных преобразований в условиях андалузит-кордиерит-мусковитовой субфации (по классификации [Winkler, 1976]) амфиболитовой фации, которые интенсивнее всего проявились вдоль протяженных субмеридиональных разломов.

В геодинамическом и тектоническом плане геологические комплексы данного региона рассматриваются как входящие в мощную Раахе-Ладожскую шовную зону, в пределах которой сочленяются породы южных, юго-западных окраинных областей архейских Карельского и Норрботтен кратонов с породами раннепротерозойской ювенильной коры Свекофеннского подвижного пояса. Эта шовная зона с конца прошлого века интерпретируется большинством исследователей как раннепротерозойская конвергентная граница [Gaàl, Gorbatschev, 1987; и др.].

3. АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ОЦЕНКИ ИЗОТОПНОГО ВОЗРАСТА МИНЕРАЛОВ И ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ

Выделение минералов и последующий изотопный анализ проводились в Институте геологии и геохронологии докембрия РАН (г. Санкт-Петербург).

Химическое разложение монацитов проводили во фторопластовых вкладышах, помещенных в кожухи из нержавеющей стали, в термостате при температуре 200 °С в течение 1 сут с использованием концентрированной кислоты HCl. Выделение U и Pb выполнялось по модифицированной методике Т.Е. Кроу [Krogh, 1973]. Для количественного определения Pb и U в пробах применялся смешанный индикатор ²⁰⁸Pb-²³⁵U.

В зависимости от размеров монацита в анализируемой навеске могло содержаться 8–20 зерен для каждой анализируемой пробы. Чистота монофракций монацита и однородность строения зерен контролировались ручной очисткой проб под бинокуляром.

Изотопный анализ Pb и U проводился на 8-коллекторном масс-спектрометре Finnigan МАТ-261 в одноленточном режиме на Re катодах, предварительно отожженных в течение 30 мин при температуре 2000±50 °С. Для измерений применялся силикатный эмиттер в смеси с H₃PO₄. Коэффициенты фракционирования, определенные для Pb по измерениям NBS стандарта SRM-982, а для U – по измерению природного образца, составили соответственно 0.13 и 0.08 % на а.е.м. Холостое загрязнение не превышало 0.1 нг Pb и 0.01 нг U. Измеренные в опыте коэффициенты вариации изотопных отношений ²⁰⁶Pb/²³⁸U и ²⁰⁷Pb/²³⁵U для монацитов были 0.5 % (2σ).

Обработка экспериментальных данных проводилась по программам PbDAT и ISOPLOT [Ludwig, 1991, 2001]. При расчете возраста использованы общепринятые значения констант распада урана [Steiger, Jäger, 1977], неопределенность которых не учитывалась при расчете погрешностей изотопных датировок. Поправки на обычный свинец вводились в соответствии с модельными величинами [Stacey, Kramers, 1975]. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Для проведения Rb-Sr и Sm-Nd изотопных анализов монофракции биотита, амфибола, титанита, апатита, полевых шпатов, истертые в пудру, сначала подвергались обработке в 2.2 N растворе HCl в течение 60 мин для удаления поверхностных загрязнений и гипергенных изменений, затем разлагались в смеси HF:HNO₃:HClO₄ в пропорции 5:1:1 при 120 °С в течение 24 ч. Перед разложением к пробам добавлялись смешанные трассеры ⁸⁵Rb-⁸⁴Sr и ¹⁴⁹Sm-¹⁵⁰Nd. После выпаривания пробы обрабатывались смесью HCl:HNO₃ в течение 24 ч с целью удаления фторидов. После этого пробы повторно выпаривались и переводились в соляно-кислую форму. Выделение Rb, Sr и суммы РЗЭ проводилось на ионообменной смоле BioRad® согласно методике [Savatenkov et al., 2004]. Последующее выделение Sm и Nd проводилось на ионообменной смоле Ln-Resin (Eichrom®) согласно методике [Mikova, Denkova, 2007].

Определение изотопного состава Nd и Sr проводилось на многоколлекторном твердофазном масс-спектрометре Triton. При этом определение концентраций Rb, Sr, Sm и Nd и отношений ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd выполнялось методом изотопного разбавления. Воспроизводимость определения концентраций Rb, Sr, Sm и Nd в стандарте BCR-1 составляла ±0.5 %. Концентрации этих элементов в холостом опыте составили 0.05 нг для Rb, 0.2 нг – для Sr, 0.3 нг – для Sm и 0.5 нг для Nd. Результаты анализа стандартного образца BCR-1 (6 измерений): Sr=336.7 мкг/г, Rb=47.46 мкг/г, Sm=6.47 мкг/г, Nd=28.13 мкг/г, ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr=0.4062, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.705036±22, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=0.1380, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512642±14. Воспроизводимость изотопных анализов контролировалась определением состава стандартов JNdi-1 и SRM-987. За период измерений Sr полученное значение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в стандарте SRM-987 соответствовало 0.710241±15 (2σ, 10 измерений), а величина ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в стандарте JNdi-1 составила 0.512098±8 (2σ, 12 измерений). Изотопный состав Sr нормализован по величине ⁸⁸Sr/⁸⁶Sr=8.37521, а Nd – по ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219. Изотопный состав Nd приведен к аттестованному значению стандарта JNdi-1 ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512117 [Tanaka et al., 2000]. Изотопный состав Sr приведен к аттестованному значению стандарта SRM987 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.710240.

Расчет возраста на основе Rb-Sr и Sm-Nd изотопных данных по породе в целом и минералам проводился в программе R-Isoplot [Vermeesch, 2018]. Для расчетов использовались относительные погрешности для отношений ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr – 1.0 и 0.005 % соответственно, для ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – 0.5 и 0.005 % соответственно.

4. РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНОГО АНАЛИЗА МИНЕРАЛОВ

Для изотопных исследований были отобраны образцы из разных зон метаморфизма Северного домена Приладожья (рис. 1, б; рис. 2). Всего было изучено 18 образцов, представляющих ставролитовые (3 образца), слюдистые (2 образца) сланцы и гнейсы: гранат-биотитовые (3 образца), двуслюдяные (2 образца), а также мигматит (1 образец), амфиболиты (6 образцов) и гранитогнейс (1 образец). Результаты изотопного анализа изученных минералов приведены в виде приложения к данной статье (Прил. 1. табл. 1.1).

Наиболее древние монациты в Северном домене имеют ID-TIMS U-Pb возраст 1878–1874 млн лет (табл. 1; рис. 3). В то же время U-Pb ID-TIMS возраст других монацитов из гнейсов и сланцев Северного домена показывает, что метаморфизм пород и соответствующая кристаллизация этого минерала происходила 1794–1786 млн лет назад (табл. 1). Конкордантные значения возраста для обеих групп монацитов (1.88–1.87 и ~1.79 млрд лет) свидетельствуют о хорошей сохранности U-Pb системы в этом минерале.

Rb-Sr возраст биотита оказался в целом несколько ниже по сравнению с вышеприведенными значениями возраста монацита и охватывает диапазон значений 1836–1612 млн лет (табл. 2). Следует отметить, что модельный Rb-Sr возраст биотитов заметно варьируется в зависимости от принадлежности минерала к тому или иному типу породы в разных участках Северного домена (см. рис. 1, б).

Изотопный анализ Sm-Nd системы в амфиболах, титаните, плагиоклазе (табл. 3) выявил широкий интервал значений возраста, охватывающий диапазон 1.84–1.68 млрд лет. Титаниты в богатых кальцием породах Северного домена имеют обычно низкое содержание радиогенных изотопов (Прил. 1. табл. 1.1). Вместе с тем использование изотопного состава других минералов, находящихся в породе совместно с титанитом, и изотопного состава породы позволяет получить некоторые ограничения на возраст минеральных парагенезисов. С учетом количества измеренных изотопов и отбраковки анализов с низким содержанием радиогенных элементов были получены значения возраста, обсуждаемые ниже (Прил. 1. табл. 1.1; рис. 4).

5. ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ ИЗОТОПНОГО АНАЛИЗА И ЭТАПОВ ЭНДОГЕННОЙ АКТИВНОСТИ В РЕГИОНЕ

5.1. Температура закрытия изотопных систем в изученных минералах

Монацит с 90-х годов прошлого столетия широко используется при геохронологических исследованиях как магматических пород [Williams et al., 1983; Bostock, Loveridge, 1988; Copeland et al., 1988; van Breemen, Henderson, 1988; Kingsbury et al., 1993], так и метаморфических [Frisch, Hunt, 1988; Smith, Barreiro, 1990; Parrish, 1990; Heaman, Parrish, 1991; Mezger et al., 1992; Ross et al., 1991; Spear, Parrish, 1996]. В большинстве случаев по монациту получают конкордантное или близкое к конкордантному значение возраста магматической или метаморфической кристаллизации, а детритовые зерна монацита иногда сохраняют возрастные метки ранних событий в осадках [Copeland et al., 1988; Parrish, 1990; Ross et al., 1991; Kingsbury et al., 1993]. Чаще монацит встречается в богатых глиноземом породах и менее распространен в кальциевых, где вместо него появляется алланит, апатит или титанит [Parrish, 1990].

Предполагается, что в метаморфизованных осадках с ростом метаморфизма до амфиболитовой и гранулитовой фации повышается количество монацита [Overstreet, 1967; Smith, Barreiro, 1990]. В условиях диагенеза и низкотемпературного метаморфизма монацит считается неустойчивым [Sawka et al., 1986; Smith, Barreiro, 1990], поскольку при низких температурах он распадается на гидрофосфаты рабдофан, флоренсит, которые с повышением температуры могут терять гидроксильную группу и превращаться снова в монацит [Sawka et al., 1986; Smith, Barreiro, 1990]. В связи с такими особенностями поведения изотопной U-Pb системы и образования монацита в метаморфических породах разных фаций возраст этого минерала, скорее всего, отвечает метаморфической кристаллизации.

Температура закрытия (Т_зак) U-Pb системы монацита точно не известна и оценивается примерно в 700 °С [Copeland et al., 1988; Parrish, 1990; Heaman, Parrish, 1991], но есть сведения о более высокой Т_зак, достигающей ~800 °С [Spear, Parrish, 1996].

Следует отметить, что Т_зак может зависеть от размеров зерен монацита. Например, экспериментальное изучение диффузии свинца в монаците показало, что при остывании не быстрее 1–10 °С/млн лет Т_зак лежит в пределах 550–700 °С [Smith, Giletti, 1997]. Природные наблюдения не противоречат таким данным. В частности, для района Тивиден в Швеции по двум разноразмерным (<50 и 60–70 мкм) фракциям монацита из гранат-куммигтонитового гнейса были получены два возраста: 1784±1 и 1800±1 млн лет соответственно [Andersson, 1997]. С учетом того, что различие в размерах зерен должно определять скорость диффузии изотопов, У. Андерссон [Andersson, 1997] допускает, что полученные значения возраста отражают разное время закрытия U-Pb системы при остывании породы. Скорость остывания при этом автором оценивается около 3.4 °С/млн лет.

Изученные монациты оказались двух возрастных групп и сопоставляются авторами с ранне- и позднесвекофеннскими событиями в Северном Приладожье: ~1.88 и ~1.79 млрд лет (см. табл. 1). Монацит с конкордантным возрастом 1.878 млрд лет обнаружен в гранат-биотитовых гнейсах, которые подвергались мигматизации, т.е. они фиксируют время мигматитообразования. Этот возраст монацита совпадает с U-Pb SIMS возрастом циркона (1876±12 млн лет) из лейкосом, имеющих также оболочки возраста 1805±18 млн лет [Baltybaev et al., 2009a]. Возраст оболочек циркона в пределах ошибки совпадает с возрастом большинства метаморфогенных монацитов этого района (1.80–1.79 млрд лет) и отвечает времени позднесвекофеннской тектонотермальной активности на окраине Карельского кратона.

Таким образом, выявленные оценки времени метаморфизма и мигматизации (1.88 млрд лет) связываются с раннесвекофеннским этапом метаморфизма пород ладожской серии, который широко фиксируется в Южном домене [Baltybaev et al., 2004], т.е. указанные наиболее древние значения возраста монацита интерпретируются как отвечающие времени кристаллизации лейкосом [Baltybaev et al., 2009a] при раннесвекофеннском метаморфизме пород. При этом наиболее молодые изученные авторами метаморфогенные монациты образовались ~1794–1786 млн лет назад (см. табл. 1; рис. 3), что характеризует позднесвекофеннскую эндогенную активность в регионе.

Все выявленные значения возраста должны отвечать времени метаморфической кристаллизации монацита, а не времени посткристаллизационного остывания, так как температура блокирования U-Pb системы монацита выше температуры образования изученных пород Северного Приладожья, составляющей 500–650 °С.

Известно, что основная проблема при интерпретации изотопного возраста минералов связана с сохранностью в них изотопных отношений радиоактивного и дочернего изотопа после кристаллизации. На сегодняшний день нет однозначных сведений о скорости потерь изотопов в большинстве минералов. Очевидно, что сохранность изотопной системы в минералах зависит не только от температурной истории породы, но и в не меньшей степени от таких факторов, как дефектность, морфология и размеры зерен, а также взаимодействие минерала с флюидом.

Изучение изотопного состава минералов часто выявляет достаточно узкие временные диапазоны их кристаллизации в конкретных метаморфических комплексах. При массовом изучении образцов из этих комплексов также было выявлено одинаковое и закономерное поведение изотопных систем в конкретном минерале. Вероятно, из этого следует, что в сохранности изотопной системы ведущую роль играют не локальные и трудно учитываемые факторы, как, например, дефектность или морфология зерен, а более универсальный параметр, которым признается температура закрытия, зависящая от коэффициента активации рассматриваемого элемента, размера зерна и скорости остывания минерала [Dodson, 1973].

Пока затруднительно судить о Т_зак K-Ar, Sm-Nd и Rb-Sr изотопных систем в амфиболах. Предполагается, например, что диффузия Ar в роговой обманке заметно ослабевает только при Т<620 °C, поэтому считается, что эта система может отражать лишь историю охлаждения глубокометаморфизованных пород. В соответствии с этим в раннедокембрийских комплексах K-Ar система амфибола обычно не рассматривается как отражающая стадию магматической или метаморфической кристаллизации этого минерала, и полученный «кажущийся» K-Ar возраст с использованием этой изотопной системы относят к стадии остывания (для роговой обманки Т_зак составляет около 500 °С (например [Harrison, 1982; Mattinson, 1982; Cliff, 1985]).

Что касается закрытия Sm-Nd системы в амфиболах, авторы принимают возможные значения Т_зак в достаточно широком интервале: от 500 до 700 °С (в среднем около 600 °С). Следует отметить, что в этом диапазоне лежат оценки температур метаморфизма изученных пород. Значения реального или кажущегося возраста амфиболов находятся в диапазоне 1.84–1.68 млрд лет (табл. 3; рис. 4).

Rb-Sr возраст биотита указывает на закрытие его изотопной системы 1.84–1.61 млрд лет назад (см. табл. 2; рис. 4). Принимая температуру закрытия Rb-Sr системы в биотите превышающей 300–400 °С [Jenkin et al., 2001 и ссылки в данной работе] и ориентируясь только на изохроны, построенные по более чем двум точкам, можно определить место полученным результатам на кривой остывания пород на диаграмме температура – возраст (рис. 4). Заметный разброс этих возрастов (включая «двухточечные изохроны») может быть обусловлен неодинаковой скоростью остывания при вертикальных перемещениях блоков в разных зонах метаморфизма.

Таким образом, Rb-Sr данные, полученные по биотитам из гнейсов и сланцев, выявляют возрастной диапазон, который отражает время блокирования этой системы в биотитах при достижении температурного порога ~ 350 °С. Альтернативой этому предположению может быть модель повторного прогрева пород до температур, превышающих температуру устойчивости Rb-Sr системы в биотите. Но в таком случае могло происходить новое минералообразование, которое, хотя и не исключается, но пока не подтверждено минералого-петрографическими наблюдениями.

Наиболее древний Sm-Nd возраст части амфиболов пород Северного домена (1.84–1.83 млрд лет) имеет значения, близкие к U-Pb возрасту монацита, что является свидетельством быстрого остывания пород Северного домена при скорости около 10 °С/млн лет в начале регрессивного тренда (рис. 4).

Наблюдаемые вариации возраста всех датированных минералов могут быть вызваны разными локальными причинами, не только тектоническими. Так, например, одной из причин разной скорости остывания пород могли стать температурные аномалии при внедрении магматических тел основного и кислого состава, которые спорадически встречаются на изученной территории.

Недавно были опубликованы результаты ⁴⁰Ar/³⁹Ar датирования псевдотахилитов, найденных в Северном Приладожье [Morozov et al., 2020, 2023]. Авторы этих публикаций установили, что широкий возрастной интервал формирования псевдотахилитов – 1.59–1.31 млрд лет – можно связать с эксгумацией глубинных пород и проявлением в Юго-Восточной Фенноскандии процессов орогенеза и рифтогенеза. Полученные три значения возраста псевдотахилитов из разных зон метаморфизма – 1595–1588 (±14) млн лет в гранулитовой зоне, 1310±8 млн лет в зоне амфиболитовой фации и 1418±9 млн лет в зоне зеленосланцевого метаморфизма – рассматриваются как отражение многократности и разновременности подвижек по разломам в разных доменах Юго-Восточной Фенноскандии при посторогенических событиях. Эти значения возраста согласуются с аналогичным датированием псевдотахилитов в Южной Финляндии (1583±5 млн лет) [Torvela et al., 2008].

Блоковое геологическое строение Северного Приладожья сопоставляют [Morozov et al., 2023] со стилем тектонической эволюции, описанным в терминах концепции «Йо-йо тектоники» [Whitney et al., 2008], характеризующей возвратно-поступательные блоковые перемещения пород по вертикали. Скорость тектонической эксгумации глубинных пород по полученным возрастным данным в работе [Morozov et al., 2020] оценивается приблизительно в 3–4 мм/год на стадии орогенеза и в 0.2–0.3 мм/год на посторогенической стадии.

5.2. Последовательность эндогенных событий в регионе и пики эндогенной активности 1.97–1.53 млрд лет назад

Формирование метаморфических комплексов Северного Приладожья и прилегающих территорий охватывает огромный временной интервал с этапами эндогенной активности в протерозое и в меньшей степени – в палеозое (Прил. 1, табл. 1.1).

Доорогенный этап (2.2–1.9 млрд лет) накопления вулканогенных и осадочных толщ на архейском фундаменте. В палеопротерозое на архейском фундаменте, обнажающемся сейчас в ядрах гнейсово-купольных структур Северного Приладожья, формировались платобазальты, которые занимали многие тысячи квадратных километров. На изученной территории эти породы, интерпретируемые как внутриплитные толеиты, в виде амфиболитов сортавальской серии слагают низы протерозойских разрезов. Редкие вулканические породы в вышележащей ладожской серии имеют риолито-дацитовый, трахиандезитовый состав. Они залегают внутри толщи калевийских осадочных пород, которые интерпретируются сейчас как турбидитовые [Shuldiner et al., 2000, и ссылки в этой работе].

Раннесвекофеннская орогения (1.89–1.85 млрд лет), аккреционно-коллизионные процессы, мантийно-коровый магматизм и термические аномалии. Этот этап ознаменован коллизией раннепротерозойских островных дуг Свекофеннского подвижного пояса с краем архейского Карельского кратона. Породы Южного домена подверглись метаморфизму гранулитовой фации 1.89–1.87 млрд лет назад [Baltybaev et al., 2004], и примерно в это же время в пределах Северного домена отмечается проявление высокотемпературного метаморфизма с образованием мигматитов (1.88–1.87 млрд лет назад, см. рис. 3). Поздние стадии орогении в Северном Приладожье характеризуются надвиганием гранулитовых комплексов (гранулитов) на более низкотемпературные породы окраины Карельского кратона около 1.86–1.85 млрд лет назад [Baltybaev, Vivdich, 2021; Baltybaev et al., 2023; Polyansky et al., 2023]. Надвиговые тектонические соотношения между свекофеннидами и Карельским кратоном достоверно устанавливаются в Мейерской зоне надвигов. Гранулитовые комплексы и область их распространения отличаются широким развитием интрузивных пород от габбро-норитов и эндербитов до диоритов, плагиогранитов и гранитов. Предположительно, на этом этапе в результате амальгамации юных и зрелых островных дуг сформировались террейны, входящие в состав Свекофеннского подвижного пояса.

Затухание орогенической активности (~1.86–1.83 млрд лет), кратонизация. Данный этап отличается почти полным отсутствием эндогенных событий в прикратонной зоне, хотя южнее и юго-западнее (в современных координатах) продолжались тектонотермальные процессы с образованием больших масс коровых гранитов. Например, начал формироваться Трансскандинавский магматический пояс [Högdahl et al., 2004]. 1.85–1.86 млрд лет назад в мощной свекофеннской континентальной коре стали, вероятно, возникать сопряженные зоны сжатия и растяжения, развивались глубинные разломы и зоны сдвигов и надвигов. Параллельно с этим в коре образовались очаги анатексиса, в которых появились большие массы высококалиевых и высокоглиноземистых гранитоидов, характерные для заключительных стадий эволюции большинства орогенов.

Возобновление орогенической позднесвекофеннской активности (1.83–1.79 млрд лет), магматизм, термические аномалии в южной части свекофеннид и тектонотермальная активность в прикратонной шовной зоне. Позднесвекофеннская активность выразилась в высокотемпературном (до гранулитовой фации) метаморфизме и мигматизации в южной части свекофеннид, что широко проявлено на территории Финляндии и Швеции соответственно [Andersson, 1997]. Термальная активность вызвала генерацию новых порций высококалиевых магм в региональном масштабе, а в Северном Приладожье в этот период формируются посторогенные интрузивные комплексы, отличающиеся весьма широким спектром состава пород [Baltybaev et al., 2000, 2004]. Здесь, кроме пород известково-щелочной серии, образуются магматические комплексы субщелочной и щелочной серии. Тектонотермальные события этого этапа особенно активно проявились в прикратонной зоне взаимодействия свекофеннид с породами окраины архейских кратонов (Карельского и Норрботтен). В Северном домене Приладожья тектонотермальная активизация происходила 1.80–1.79 млрд лет назад, что выявляется при датировании метаморфогенного монацита из гнейсов и сланцев. На региональный характер этой прикратонной эндогенной активизации указывают и результаты изотопного датирования титанита в зоне стыка Карельского кратона с породами Беломорского подвижного пояса, выявившие флюидно-термальную переработку пород также 1.80–1.75 млрд лет назад [Bibikova et al., 1999, 2004].

Коллапс протерозойского орогена, стабилизация и переход к платформенному режиму (1.79–1.66 млрд лет). Этот этап можно отнести к режиму постколлизионного поднятия и растяжения с постепенным переходом к платформенному режиму развития. В этот период на рассматриваемой территории продолжалась эксгумация наблюдаемых на современной поверхности пород. Вероятно, к этому этапу следует отнести вышеупомянутый режим «Йо-йо тектоники», характеризующийся разнополярными перемещениями отдельных блоков. В зонах активного проявления динамотермальных процессов происходит перекристаллизация и переуравновешивание катионных систем и Rb-Sr, Sm-Nd изотопных систем в породообразующих и некоторых акцессорных минералах (рис. 4).

Мезопротерозойский внутриплитный магматизм (1.66–1.53 млрд лет). Мезо- и неопротерозойский магматизм осуществлялся во внутриплитной геодинамической обстановке [Neymark et al., 1994; Amelin et al., 1997; Rämö et al., 2014; Heinonen et al., 2017]. В регионе Северного Приладожья выделяются несколько стадий этого магматизма, обусловленного как пассивным растяжением в тыловых (удаленных) частях бывших зон субдукции в связи с реорганизацией внутрикратонного литосферного стресса, так и образованием вторичных плюмов, спровоцированных процессами субдукции на уровне раздела между нижней и верхней мантией.

Эволюция тектонического режима этого этапа выражается в смене рифтогенного режима, в ходе которого формировались гигантские анортозит-рапакивигранитные батолиты и сравнительно небольшие грабены, выполненные существенно вулканическими бимодальными сериями, а также достаточно крупные существенно осадочные бассейны с подчиненным базитовым вулканизмом. Формирование этих поздних прогибов было обусловлено процессами остывания континентальной литосферы, утоненной в ходе предшествующего растяжения и прогретой в ходе интенсивного мантийно-корового магматизма.

В изученном регионе после внедрения гранитов-рапакиви эндогенная активность сильно снизилась, но не прекратилась окончательно, однако она проявлена локально и в рамках данной работы не рассматривается.

Таким образом, южное обрамление Карельского кратона, сложенное породами архейского и протерозойского возраста, характеризуется рядом эндогенных породообразующих событий и стадийной тектонической активностью, связанной со свекофеннской орогенией и последующими посторогенными событиями. Свекофеннская орогения, которая захватила прилегающую часть архейского Карельского кратона, определила основные черты вещественного и структурного ансамбля метаморфических и магматических комплексов Северного Приладожья. Многообразие складчато-разрывных структур и их систематизация рассматривались недавно в обобщающей работе по разломной тектонике [Burtman, Kolodyazhny, 2020]. Структурный облик геологических комплексов в Северном Приладожье, близкий к современному, сформировался на длительной посторогенной стадии с переходом к платформенному стилю тектоники на фоне осложнения блоковыми перемещениями и локально проявленным рифтогенезом.

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты изучения U-Pb, Sm-Nd и Rb-Sr изотопных систем в минералах метаморфических пород окраины эпиархейского Карельского кратона позволили реконструировать T-t тренд остывания пород Северного домена Приладожья, охватывающий временной интервал примерно от 1.88 до 1.60 млрд лет.

На пике метаморфизма температура достигала 650–700 °C в зоне амфиболитовой фации и 400–550 °C в зоне низкотемпературного метаморфизма при низком и умеренно низком давлении. Соответственно, тренд остывания пород характеризует температурный диапазон от пиковых значений температуры 650–700 °С на момент времени 1.88–1.87 и 1.80–1.79 млрд лет назад (U-Pb возраст монацитов) до 300–400 °С на рубеже 1.70–1.60 млрд лет назад (большая часть Rb-Sr модельных возрастов биотитов).

Снижение температуры пород до этапа формирования гранитов-рапакиви во внутриплитных условиях было неодинаковым в отдельных блоках Северного домена. Скорость остывания пород была 10–4 °С/млн лет в начале эксгумации и снизалась до 2–1 °С/млн лет в конце. Температурные вариации могут быть обусловлены вертикальными тектоническими перемещениями и сопряженной флюидно-термальной активностью в локальных ослабленных тектонических зонах. Одной из причин разной скорости остывания пород могло быть внедрение магматических тел или наложенные флюидно-термальные процессы в прикратонной зоне, вызвавшие переуравновешивание изотопных систем.

Ведущую роль при формировании структурного облика метаморфических и магматических комплексов региона играла покровно-надвиговая тектоника, сменившаяся дифференциальными вертикально-блоковыми перемещениями, которые были вызваны растяжением во время коллапса Свекофеннского подвижного пояса и позднейшим рифтогенезом.

7. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы искренне признательны В.В. Балаганскому (ГИ КНЦ, г. Апатиты) за ценные замечания, которые были учтены при подготовке данной публикации. Советы по улучшению статьи, предложенные Е.И. Демонтеровой (ИЗК СО РАН, г. Иркутск) и вторым, анонимным, рецензентом, были с благодарностью приняты авторами.

The authors are sincerely grateful to V.V. Balagansky (GI KSC, Apatity city) for preliminary acquaintance with the work and valuable comments that were taken into account in the preparation of this publication. Review of the article and advice on improving it, expressed by E.I. Demonterova (IEC SO RAS, Irkutsk) and an anonymous reviewer were received with gratitude by the authors.

8. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

9. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.

ПРИЛОЖЕНИЕ 1 / APPENDIX 1