Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 507, № 1, стр. 13-22

В Северном Приладожье (юго-восточная часть Фенноскандинавского щита) в качестве границы раздела между терригенно-вулканогенными образованиями палеопротерозоя, накапливавшимися на перикратонной окраине Карельского массива (ладожская серия, карелиды) и в пределах выделяемой рядом исследователей [1] свекофеннской ювенильной океанической коры (лахденпохская серия, собственно свекофенниды), Ш.К. Балтыбаевым с коллегами были выделены так называемый Мейерский надвиг и одноименная тектоническая зона, разделяющая северный и южный домены Приладожья [2]. Она входит в качестве составного элемента (рис. 1) в сутурную зону взаимодействия двух вышеназванных подразделений (зона Раахе-Ладога), и одновременно составляет часть дивергентной структуры “пальмового дерева” [3] всего подвижного пояса свекофеннид (пояс Саво). В структурном отношении Мейерская зона представляет собой широкую полосу (порядка 15 км) пологого залегания разрывно-складчатых форм, выделявшуюся ранее в виде “пояса покровных структур” [4]. Помимо картируемых разрывов шарьяжно-надвигового типа и лежачих складок неотъемлемым элементом структуры этой зоны являются многочисленные метаинтрузивные тела пластинчатых форм и широкого спектра составов от габбро до лейкогранитов (рис. 2). Их пологое, в целом, залегание (от 10° до 30°), многократное превышение протяженности (сотни метров и первые километры) над мощностью (несколько метров, первые десятки метров) и субсогласные или кососекущие соотношения с расслоенностью вмещающих гнейсов ладожской серии (рис. 3 а) позволяют их относить к силлоподобным интрузивным формам [5].

Рис. 1.

Схема строения юго-восточной части Балтийского щита: 1 – архей, 2 – палеопротерозой (карелиды и свекофенниды), 3 – комплекс ятулия-ливвия, 4 – гранитоиды палеопротерозойского возраста, 5 – граниты рапакиви, 6 – крупнейшие разломы. ЦФМ – Центрально-Финский массив. Прямоугольником выделено Северное Приладожье, буквой М и наклонной штриховкой – Мейерская зона.

Рис. 2.

Упрощенная схема геологического строения южной части северного домена Приладожья с положением пластинчатых силлоподобных тел габбродиоритов-гранодиоритов в пределах Мейерской шарьяжно-надвиговой зоны. 1–2 – ладожская серия: 1 – гранат-содержащие гнейсы, 2 – слюдистые гнейсы; 3 – сортавальская серия; 4 – гранито-гнейсы архея; 5 – вялимякский клинопироксенит-габбровый комплекс; 6 – путсарский габбро-монцодиоритовый комплекс; 7 – гранодиориты; 8 – габбродиориты; 9 – надвиги-шарьяжи выявленные и предполагаемые; 10 – поздние разрывы; 11 – озера; 12 – точки отбора проб.

Рис. 3.

Соотношение пластинчатых тел гранодиоритов (розовый цвет) с расслоенностью вмещающих гнейсов в обнажении (а) и с шарьяжно-надвиговыми разрывными нарушениями на площади (б). 1 – тела гранодиоритов, 2 – тело палингенных гранодиоритов (точка ЛВ-1150), 3 – гранат-содержащие гнейсы, 4 – слюдистые гнейсы, 5 – элементы залегания расслоенности, 6 – шарьяжно-надвиговые разрывные нарушения, 7 – секущие поздние разрывы. На врезке схематично показаны ориентировки и соотношения плоскостных текстур и трещин отрыва в транспрессивном надвиго-правосдвиговом парагенезе.

Эти пластинчатые тела широкого диапазона составов от габбродиоритов до лейкогранитов относятся, по-видимому, к единой магматической серии (неопубликованные авторские данные), так как в отдельных телах установлены постепенные переходы между разностями изменчивой основности. Местами можно видеть, что базисные части таких тел бывают заметно более основного состава, вплоть до габбродиоритов, постепенно “раскисляясь” в сторону “кровли” до гранодиоритового или плагиогранитного состава. Это дает основания полагать, что дифференциация магматического расплава могла происходить in situ в камерах внедрения, роль которых в данном случае играли трещины отрыва, кулисно-оперяющие поверхности сместителей картируемых пологих надвигов и шарьяжей (рис. 3 б). Трещины отрыва в шарьяжно-надвиговом структурном парагенезе с компонентой сдвига (транспрессия) в целом занимают пологое или субгоризонтальное положение и имеют разнополярное падение с гнейсоватостью, аналогично пространственному соотношению парагенетичных плоскостных текстур и трещин отрыва (рис. 3 а и 3 б, врезка). Субстрат этих тел преимущественно массивного сложения, равномернозернистый, без видимых следов закалки и активного взаимодействия с вмещающими породами, позже в значительных своих объемах был подвержен наложенному огнейсованию и гранитизации в виде мигматитовой полосчатости или жильных плагиогранитных инъекций. Время этих процессов неизвестно, но скорее всего они происходили на заключительных стадиях раннекинематического этапа, так как и сами пластинчатые тела этой серии, и их вторичная гнейсоватость с мигматитовой полосчатостью вместе с пологими надвиговыми зонами подверглись смятию в прямые складки субмеридионального простирания, относимые нами ко второму этапу (D2) свекофеннского тектогенеза [3]. При этом в отдельных местах было установлено, что вдоль осевых поверхностей этих складок также происходит обособление как в интрузивном субстрате, так и во вмещающих породах плагиогранитных прожилков, а в отдельных случаях ремобилизация гранодиоритового материала и формирование его палингенной производной близкого состава (рис. 3 б, 4).

Тот факт, что пластинчатые силлоподобные тела рассматриваемого масштаба и состава фиксируются только на площади Мейерской зоны (вне ее пределов устанавливаются преимущественно субизометричные тела схожей формационной принадлежности, например, Путсарский комплекс, Вялимякская интрузия, массив Импиниеми и др. – рис. 2) и парагенетически связаны с ее внутренней структурой раннекинематического этапа, позволяет, благодаря площадному структурно-геологическому картированию, визуализировать общую ее конфигурацию в полосе между северным и южным доменами Приладожья (рис. 2). Не менее важным представляется определение временного интервала раннекинематического этапа через датирование зерен циркона как массивных, так и огнейсованных разностей этой магматической серии, а также фиксирование рубежа проявления наложенных деформаций второго этапа свекофеннского тектогенеза с помощью датирования синкинематических с ним палингенных и ультраметаморфических образований, что и является главной целью настоящей публикации.

Массивные разности средне-крупнозернистых гранодиоритов были опробованы в точке ЛВ-1437 на о. Риеккалансаари в восточном обрамлении Сортавальского купола (рис. 2), где они местами секутся плоскими обособлениями (с ответвлениями) лейкогранитов и вместе с ними составляют пластиноподобное тело, которое имеет весьма пологое западное падение (Аз_пд = 250°–280°/20°) контакта с вмещающими слюдистыми гнейсами, погружающимися в противоположном направлении (Аз_пд = 110°/70°). Из субстрата гранодиоритов были выделены призматические кристаллы циркона светло-желтого цвета со средними размерами – 0.105 × 0.07 мм и слабой катодолюминесцентной зональностью. Их датирование проведено в Лаборатории геохронологии и изотопной геохимии Геологического института КНЦ РАН U–Pb-методом с ²⁰⁵Pb/²³⁵U-трассером с использованием ионообменной хроматографии (табл. 1). В результате получен конкордантный возраст 1870 ± 5 млн лет (рис. 5).

Рис. 4.

Фото (а) и зарисовки (б–в) обнажений интрузивных образований, парагенетичных со складками второго этапа деформаций: а–б – соотношение массивного палингенного гранодиорита (1) с огнейсованными разностями диорита (2, 3, 4) в пластиноподобном теле точки ЛВ-1150; в – плагиогранитная жила в метабазитах сортавальской серии (ЛВ-1851): 1 – амфиболит, 2 – плагиогранитная жила, 3 – микроклин-плагиоклазовый пегматит, 4 – точка опробования.

Рис. 5.

U–Pb-диаграмма с конкордией для навесок зерен циркона из гранодиоритов точки ЛВ-1437.

Огнейсованные разности гранодиоритов (рис. 6 а) были опробованы в окрестностях озера Лавоярви (точка ЛВ-1875). Выделенные зерна циркона, удлиненной призматической формы и бледно-коричневой окраски, отличались наличием ядер и оболочек, поэтому определение их изотопно-геохимических характеристик осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ МПР (С.-Петербург). Полученные раздельно для ядер и оболочек возрасты (табл. 2) показали незначительные различия – 1871.4 ± 8.8 и 1867 ± ± 7.4 млн лет (рис. 6 а, б), а их общий конкордантный возраст по 21 анализу составил 1870.2 ± ± 2.9 млн лет, что идентично определению в массивных разностях гранодиоритов точки ЛВ-1437.

Рис. 6.

Огнейсованные гранодиориты точки ЛВ-1875 (а), катодолюминесцентные изображения зерен циркона из них с разметками опробования (б) и диаграммы с конкордией для анализов по ядрам (в) и оболочкам (г) зерен циркона.

Вместе с тем в одном из обнажений этого же участка (точка ЛВ-1150) были также опробованы массивные разности гранодиоритов, которые образуют широкую прямолинейную полосу (видимая мощность более 1 м), вытянутую в субмеридиональном направлении и ориентированную вдоль осевой плоскости складчатого изгиба второго этапа деформаций, образованного пластиноподобным телом огнейсованных диоритов, а также несколькими разрывными поверхностями картируемых пологих надвигов (рис. 3 б). Массивный и более крупнозернистый субстрат этой полосы помимо различий по составу с окружающими огнейсованными диоритами имеет заметно дискордантные соотношения с гнейсоватостью диоритов (рис. 4 а, б). Зерна циркона из этой разности были также датированы на ионном микрозонде SHRIMP-II (табл. 3) и для них был получен заметно более молодой конкордантный возраст – 1828.6 ± 4.3 млн лет (рис. 7). Исходя из этого мы допускаем их палингенный генезис, связанный с тектоно-термальными преобразованиями второй деформационной стадии свекофеннского тектогенеза, близкой к рубежу 1.83 млрд лет.

Рис. 7.

Разметка зерен циркона (а) и диаграмма для определения U–Pb-конкордантного возраста по циркону (б) из массивной разности гранодиоритов точки ЛВ-1150.

Здесь уместно отметить, что близкий возраст был получен нами за пределами Мейерской зоны в плагиогранитной жиле, секущей амфиболиты сортавальской серии (рис. 4 в) в обрамлении куполовидного выступа о. Пусунсаари (г. Питкяранта), также как и в точке ЛВ-1150, субмеридиональной ориентировки, соответствующей трендам осевых поверхностей складок второго этапа деформаций. Выделенные кристаллы циркона с четкой осцилляторной зональностью (рис. 8 а) были проанализированы на ионном микрозонде SHRIMP-II (табл. 4) и показали конкордантный возраст 1827.9 ± млн лет (рис. 8 б).

Рис. 8.

Катодолюминесцентное изображение кристаллов циркона с разметкой кратеров (а) и диаграмма с конкордией для пробы ЛВ-1851 (б).

Таким образом, исходя из датировок пластинчатых тел серии габбро-диоритов-гранодиоритов, входящих в качестве полноценного структурного элемента в покровно-складчатый парагенез Мейерской зоны, раннекинематический этап проявления свекофеннского тектогенеза в Северном Приладожье охватывает некоторый временной интервал вокруг рубежа 1.87 млрд лет. На это же время приходится и проявление синдеформационного пика регионального метаморфизма (1871.3 ± 1.9 млн л.), установленного по метаморфогенному монациту в метавулканитах ладожской серии [10]. Наложенные процессы продолжавшейся гранитизации и проявлений палингенеза, выявленные в комплексе диоритов-гранодиоритов, судя по пространственным соотношениям, синхронны с формированием региональной складчатости второго этапа деформаций – около рубежа 1.83 млрд лет, когда в юго-восточной части сутуры на площади Финляндии был проявлен пик регионального метаморфизма и мигматизации [11]. Важно отметить, что полученные датировки раннекинематических пластиноподобных тел габбродиоритов-гранодиоритов оказались моложе начала становления крупных магматических массивов, расположенных севернее и южнее Мейерской зоны (габброиды ранней фазы внедрения путсарского комплекса – 1884 ± 10 млн лет, диориты массива Каоламо – 1883.3 ± 5.2 млн лет, монцодиориты Вялимякского массива – 1891 ± 4.9 млн лет), но близки возрастам диоритов и монцодиоритов поздних фаз путсарского комплекса – 1867.2 ± 5.5 и 1869 ± 7.7 млн лет, гранодиоритов массива Импиниеми – 1871 ± 12 млн лет, а также эндербитам куркиекского и тоналит-диоритам лауватсарского комплексов [12]. Отмеченные различия и близость возрастов в значительной степени коррелируются с региональной структурно-тектонической позицией тел (в дивергентно-веерной общей структуре пояса) и с формами локализации магматического материала (плутонические и пластинчатые), которые, в свою очередь, несомненно, контролируются синмагматической деформационной обстановкой.