Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 511, № 2, стр. 139-148

ВВЕДЕНИЕ

Общеизвестно, что эволюция любого подвижного пояса не ограничивается только событиями собственно тектогенеза, приводящими к объемным тектоно-термальным преобразованиям литосферных масс, их перемещениям и деформациям, нарушающим гравитационное равновесие в системе. С учетом вязкости геоматериала восстановление равновесия начинается, как правило, со значительным отрывом во времени от событий тектогенеза (30–40 млн лет) и выражается в реализации процессов орогенеза и следующих за ними проявлениями коллапса растяжения, которые иногда связывают с заключительными стадиями цикла Вилсона [1]. Такая последовательность событий, отчетливо распознаваемая в относительно молодых (мезозой-кайнозой) активных областях, не просто восстанавливается в докембрийских подвижных зонах, особенно с полиэтапными сценариями развития. Тем не менее, при определенных методических подходах с использованием разнообразного аналитического инструментария, можно попытаться выявить и отделить друг от друга элементы структуры всех трех эволюционных стадий древних подвижных поясов. В упрощенной формулировке это можно было бы обозначить следующей последовательностью вопросов: что происходит в подвижном поясе после завершения основных тектоно-термальных событий тектогенеза?; какие структуры характерны для орогенного этапа и какие для посторогенных событий?; каковы критерии их отделения друг от друга и от структур эпохи тектогенеза?; каковы временные рубежи и интервалы действия этих этапов?; каковы уровни глубинности проявления соответствующих событий?; какова их связь с процессами эксгумации глубинного корового вещества?; каковы скорости процессов эксгумации на разных временных отрезках эволюции?

ИЗЛОЖЕНИЕ ФАКТИЧЕСКОГО МАТЕРИАЛА

Целенаправленные натурно-аналитические исследования в этом направлении проводились нами в пределах Саво-Ладожской подвижной зоны свекокарелид (рис. 1 а) в палеопротерозойском зонально-метаморфизованном (от зеленосланцевой до гранулитовой фации) терригенно-вулканогенно-осадочном ладожском комплексе (рис. 1 б). Отсчетным базисом для характеристики всей эволюционной последовательности служат сведения по времени, морфоструктурным типам, парагенезам и глубинности проявления основных деформационно-метаморфических событий свекофеннского тектогенеза (1.89–1.80 млн лет) [2]. На основе наших собственных данных по термобарометрии минерально-фазовых равновесий метапелитов [3] и с учетом геотермического градиента в 42–43°/км, характерного для метаморфизма андалузит-силлиманитового типа, нами было выявлено, что разрывно-складчатые структуры ранней стадии деформаций (D1) в зоне зеленосланцевого метаморфизма, примыкающей с юго-запада к границе Карельского массива, формировались в интервале глубин в 7–8 км. Далее к юго-западу в зонах проявления эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций, где начинают проявляться процессы гранитизации субстрата, происходит постепенное увеличение уровня глубинности вплоть до 14–15 км. На площади же проявления гранулитового метаморфизма, охватывающей осевую часть подвижной зоны (зона Ладога-Раахе), где температуры поднимались до 800–850°С при давлении в 7–8 кбар, деформационно-метаморфические события происходили уже на глубинах 25–30 км (кривая I на рис. 6).

Рис. 1.

а – Схема геологического строения Свекокарельской подвижной области: 1 – архей, 2 – палеопротерозой, 3 – комплекс ятулия, 4 – гранитоиды палеопротерозойского возраста, 5 – граниты рапакиви, 6 – крупнейшие разломы. ЦФМ – Центрально-Финляндский массив. К – Карельский массив. Пунктирным прямоугольником выделен район исследований. б – Концептуальная модель строения Саво-Ладожской зоны: 1 – гранито-гнейсы архея; 2–6 – палеопротерозойский ладожский комплекс: метабазиты сортавальской серии (2), метапсаммиты, метаморфизованные в диапазоне зеленосланцевой-амфиболитовой фаций; 4–5 – образования, измененные в зоне ультаметаморфизма (4) и в условиях гранулитовой фации (5); 6 – магматические тела; 7 – изограды метаморфизма с индексом температуры; 8 – крупнейшие тектонические границы; 9 – разрывные нарушения; 10 – направление тектонического транспорта. Буквы в кружках: К – Карельский массив, М – зона Мейерского надвига, разделяющая комплексы карелид и свекофеннид.

Рис. 2.

Процессы наложенного диафтореза в виде дискретных зон рассланцевания и хлоритизации пород ладожской серии: на а – рассланцевание (белые пунктирные линии) микроклин-плагиоклазовых (Mi-Pl) гранитов этапа деформаций D1 (красной линией показана граница зоны рассланцевания) с указанием возрастов кристаллов циркона из зоны рассланцевания – 1864–1876 млн лет в ядрах и 1762–1774 млн лет во внешних оболочках; на б – кристаллы циркона из этих же гранитов с возрастами 1846–1868 млн лет в ядрах и этапа орогенеза во внешних оболочках (1767–1772 млн л.); в – зоны хлоритизации гнейса в шлифах; г – трещина отрыва в катаклазитах (Бк) слюдистого гнейса (Сл), заполненная хлорит-микроклиновым агрегатом (Chl + Mi).

По завершении основных тектонических событий свекофеннского тектогенеза в виде регионально проявленных складчатых структур субмеридионального простирания второй стадии (D2) деформации и синхронными процессами ультраметаморфизма (для них нами получены датировки около 1830 млн лет [4]), наложенными на покровно-надвиговый ансамбль стадии D1, со значительным временным запозданием порядка 35 млн лет, началось проявление процессов орогенеза. Это выразилось в широком (по всей площади Приладожья), но в дискретно-локализованном развитии процессов низкотемпературного диафтореза (хлоритизация биотита и разложение полевых шпатов), наложенных на все породообразующие минерально-фазовые ассоциации разных зон регионального метаморфизма. Диафторез с признаками гидротермальной природы проявился вместе с локальным катаклазом и рассланцеванием пород (рис. 2 а, в, г), преимущественно по направлению СВ–ЮЗ, и складчатыми деформациями слабой интенсивности той же ориентировки (D3). Выделенные зерна цирконов из рассланцованных в это время жильных плагиогранитов раннекинематического этапа показали в ряде случаев наличие ядер и прерывистых оболочек, поэтому определение их изотопно-геохимических  характеристик осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP-II (ВСЕГЕИ, С.-Петербург) [4]. При этом значения возрастов ядер оказались близки вышеупомянутым датировкам этапа D1 (1865 ± 13, СКВО = 0.469; 1869 ± 9.5, СКВО = 0.545; 1869 ± 9.1, СКВО = 0.548). Внешние замутненные оболочки, срезающие осцилляторную зональность ядер, а также пятна метамиктных изменений, имеют, как мы предполагаем, гидротермальную природу [5] и дают возрасты в диапазоне 1795–1755 млн лет (рис. 2 б).

Систематическое измерение составов наложенных хлоритов (рис. 2 в) по всему району исследований в породах разного уровня метаморфизма и применение хлоритовых геотермометров [6–8] показали (табл. 1 и рис. 3), что исходные породы субстрата, ранее находившиеся на разных глубинах, в этот временной период оказались на близком уровне глубинности (кривая II на рис. 6), который был оценен с учетом упомянутого геотермического градиента в диапазоне 7–8 км. Некоторые заметные вариации касаются только осевой зоны Ладога-Раахе с широким развитием пород гранулитового уровня метаморфизма – там температуры по хлоритам оказались в целом на сотню градусов ниже (около 270°С), что соответствует глубинам порядка 5 км. Последнее указывает на то, что в это время произошла полная инверсия прогиба, в котором накапливались отложения ладожского комплекса. Также несколько более низкотемпературные хлориты зафиксированы внутри и вокруг куполовидных выступов фундамента.

Рис. 3.

Усредненные температуры этапа орогенеза по хлоритовым термометрам (белые ромбы) в пределах ладожского комплекса. Белые кружки – точки находок наложенных хлоритов. Розовая заливка – выступы архейского основания; оранжевая – граниты-рапакиви Салминского массива. Gr – изограда граната, Stav – изограда ставролита, Sill+Musk – силлиманит-мусковитовая изограда, Sill-Ort – силлиманит-ортоклазовая изограда, Hyp – изограда гиперстена. Изограды и параметры регионального метаморфизма ладожского комплекса даны по работе [9].

Говоря о процессах, сопровождающих орогенез, помимо хлоритизации, по которой оценивались температурный режим и уровень глубинности проявления, важно отметить и другие, не менее значительные преобразования метаморфического субстрата. Это, прежде всего, касается процессов гидратации ретроградной стадии метаморфизма (диафторез), охватывающих породную матрицу и обычно приводящих к положительным объемным эффектам разуплотняющего характера. Точно также продвижение пород к поверхности должно сопровождаться декомпрессионными явлениями, выраженными в появлении систем трещин, заполняющихся перераспределяемым в ходе деформации материалом, как это мы наблюдаем в катаклазитах (рис. 2 Г). Это могло усиливать положительный объемный эффект наложенных преобразований и вносить свою лепту в воздымание объемов.

Если учесть, что упомянутые процессы хлоритизации биотита происходят преимущественно с отрицательным объемным эффектом, то можно представить, что в совокупности с “разрыхляющими” реакциями гидратации, суммарные объемные эффекты преобразований породного субстрата от места к месту могут быть весьма изменчивы, что естественным образом повлияет на величины вертикальных перемещений блоков во время орогенеза, усиливая блоковую делимость и дифференцированность подвижек.

О последующей, посторогенной эволюции Саво-Ладожской подвижной зоны можно судить исходя из анализа генезиса, состава и температурных оценок уровней формирования системы псевдотахилитовых (ПСТ) прожилков, впервые нами выявленных в Приладожье [2] во всех зонах метаморфизма – зеленосланцевой, амфиболитовой и гранулитовой (рис. 4). ПСТ – инъекционно-жильные образования афанитового стеклоподобного материала, генетически связанные с разломными зонами сейсмогенной природы и с процессами фрикционного плавления при высокоскоростных динамических подвижках [10]. Полевой структурно-кинематический анализ мест локализации ПСТ показал их преимущественную приуроченность к разрывам сбросового или сдвиго-сбросового характера, с амплитудами смещения до 1.5–1.7 м, указывающими на породившие их высокомагнитудные сейсмические события (М ~ 7.5).

Рис. 4.

Схема точек опробования псевдотахилитов на фоне метаморфической зональности и структуры ладожского комплекса. 1 – гранито-гнейсы архея в Карельском массиве (К) и в куполовидных выступах фундамента; 2 – ладожский комплекс; 3 – Салминский массив гранитов-рапакиви; 4–8 – изограды метаморфизма: граната, ставролита, силлиманита-мусковита, силлиманита-ортоклаза; гиперстена соответственно; 9 – крупнейшие разломы и Мейерский надвиг (М); 10 – разломы с выявленными ПСТ; 11 – точки датирования ПСТ; 12 – государственная граница.

Обилие слюдистых микролитов, кристаллизовавшихся из расплава ПСТ (биотит, иллит), и их обогащенность калием позволили оценить значения их ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста [11]. Зафиксированные возрастные спектры при весьма вариативных Са/К-отношениях, связанных, предположительно, с присутствием в стекле обломков двух полевых шпатов, показали достаточно выдержанные плато, которые характеризуют весьма высокую долю выделенного аргона (более 60%). При этом полученные датировки ПСТ из трех разных зон метаморфизма фиксируют три различных возрастных рубежа преимущественно рифейского периода: 1595–1588 ± 14.3 млн лет в гранулитовой зоне, 1310 ± 7.8 млн лет в зоне амфиболитовой фации и 1418 ± 9.4 в зоне зеленосланцевого метаморфизма. Эти возраста, с одной стороны, согласуются с цифрами ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста ПСТ в Южной Финляндии (1583 ± 5 млн лет) [12], а с другой, вписываются в интервал 1.64–1.53 млрд лет, заданный предельными рубежами формирования крупнейших в регионе массивов рапакиви Выборгского (1640 ± 5; 1630 ± 5 млн лет) и Салминского (1547 ± 1–1529 ± 0.6 млн л.), чье внедрение традиционно связывают с началом нового, внутриплитного этапа развития орогенов и проявлением постколлизионного растяжения [13]. Два других временных рубежа формирования ПСТ могут отражать усиление этой же тенденции, приведшей в дальнейшем к формированию в регионе структуры Ладожско-Пашской грабен-синклинали [14], с последовательным заполнением отложениями телемаркского комплекса (1.52–1.48 млрд лет), приозерской и салминской свит, внедрением Валаамского силла (1.46–1.45 млрд лет), а также более молодыми осадками плитной стадии.

С тем, чтобы оценить температурные условия и уровни глубинности формирования ПСТ, мы использовали эмпирический геотермометр для ПСТ К. О’Хара [15], учитывающий соотношение температур плавления отдельных минералов T_melt, относительных долей расплава и нерасплавленных обломков (W/M) и температуры окружающей среды T_crust (рис. 5).

Рис. 5.

Пример оценки температуры среды (T_crust) формирования ПСТ по геотермометру O’Hara [14] для одной из точек зоны гранулитового метаморфизма. Слева – микрофото субстрата ПСТ, для которого подсчитано соотношение (W/M) доли сохранившихся обломков (белые фрагменты) к доле расплавного матрикса (черный фон). Температура плавления (T_melt) взята для мусковита (850°C) и для начала плавления плагиоклаза (1000°C). Красным шрифтом показаны результаты расчета температуры вмещающей среды для двух вариантов W/M и для двух T_melt.

Рис. 6.

Обобщенная модель развития Саво-Ладожской подвижной зоны Приладожья после завершения основных тектоно-термальных событий свекофеннского тектогенеза. Кривые над блок-диаграммой структуры региона отражают вариации параметров температуры и глубинности проявления процессов на завершающих стадиях: I – свекофеннского тектогенеза (по данным термобарометрии зонального метаморфизма – серый фон), II – орогенеза (по хлоритовому геотермометру – зеленый фон) и III – посторогенного коллапса растяжения (по ПСТ-геотермометру – желтый фон). Gr – изограда граната, Stav – изограда ставролита, Sill^I – силлиманит-мусковитовая изограда, Sill^II – силлиманит-ортоклазовая изограда, Hyp – изограда гиперстена. Буквы в кружках: К – Карельский массив, М – зона Мейерского надвига, разделяющая комплексы карелид и свекофеннид. Звездой обозначено импактное событие Янисъярви.

При подсчете температур в конкретных образцах из разных зон метаморфизма были учтены вариации количества обломков в стекле для разных полос ПСТ и различные параметры температур плавления слюд (850°C) и плагиоклазов (1200°C). Для последних была принята температура в 1000°C с учетом их частичного плавления (подплавления), которая во внешних, механически нарушенных оболочках обломков, существенно снижается [10]. Результаты расчетов T_crust для всех измеренных точек даны в табл. 2, где можно видеть диапазоны вариаций температур окружающего субстрата, связанных с различием температур плавления слюд и плагиоклазов. На основании средних температур среды для каждой точки можно судить о приблизительных уровнях глубинности формирования ПСТ в разных зонах метаморфизма ладожского комплекса (кривая III на рис. 6).

Завершающим событием в развитии этого региона, произошедшим в начале плитного этапа эволюции Фенноскандии, можно считать импактное воздействие на породы ладожского комплекса в районе современного озера Большое Янисъярви, непосредственно к югу от границы Карельского массива. Округлое очертание озера и наличие в береговых обнажениях и на островах его центральной части так называемых тагамитов – остекленных брекчиевидных образований по сланцам ладожского комплекса, свидетельствуют о таком событии в то время, когда рассматриваемые нами метаморфические разности уровня эпидот-амфиболитовой фации уже были выведены на поверхностный эрозионный срез. Эта стадия датирована полученными ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возрастами тагамитов в 698 ± 22 млн лет [16].

Обобщая полученные нами оценки по уровням глубинности преобразований пород ладожского комплекса на разных этапах его эволюции от времени формирования осадков в начале палеопротерозоя (2120–1910 млн лет), через тектоно-термальные события тектогенеза (1890–1800 млн лет) и орогенеза (1795–1700 млн лет), до завершения событий посторогенного коллапса растяжения (1310 млн лет) и выведения пород на эрозионную поверхность (около 700 млн лет), их для наглядности можно представить в виде непрерывной кривой в координатах “глубина–время” (рис. 7).

Рис. 7.

Кривая изменения во времени глубин, на которых происходили преобразования пород ладожского комплекса в ходе полистадийной эволюции от событий тектогенеза до выведения их на эрозионную поверхность (дана для осевой зоны Саво-Ладожского пояса). 1 – накопление осадков ладожской серии; 2 – проявление метаморфизма гранулитовой фации; 3 – орогенез; 4 – заложение Пашско-Ладожской грабен-синклинали; 5 – импактное событие Янисъярви.

Ее конфигурация, с одной стороны, отражает достаточно характерный путь эволюции многих полистадийно развивающихся комплексов, описанный в терминах концепции, так называемой, “Йо-йо тектоники” [17], характеризующей возвратно-поступательный путь перемещения пород по вертикали. С другой стороны, она позволяет приблизительно оценить скорости тектонической эксгумации глубинного вещества на отдельных отрезках эволюции подвижных зон и поясов. При этом можно отметить, что полученные нами диапазоны скоростей выведения к поверхности глубинных продуктов тектоно-термальной эволюции свекокарелид (0.2–0.3 мм/год на стадии тектогенеза и 3–4 мм/год на стадии орогенеза в осевой зоне пояса) сопоставимы с теми, что получены D. Whitney и др. [17] для отдельных стадий мезо-кайнозойской эволюции Центрально-Анатолийской подвижной зоны (от 0.8–1.0 на ранней стадии до 1.5–2.5 мм/год на заключительной стадии эксгумации).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Соединение всех представленных выше фактических данных позволяет более полно и зримо представить эволюцию свекокарелид Саво-Ладожской подвижной зоны после завершения основных тектоно-термальных событий свекофеннского тектогенеза и с той или иной степенью аргументации ответить на поставленные в самом начале статьи вопросы. Посттектогенные события, связанные с восстановлением гравитационного равновесия, нарушенного процессами тектогенеза, в рассматриваемом регионе начались (1790–1795 млн лет) приблизительно через 35–40 млн лет после проявления региональной складчатости (~1830 млн лет), сопряженной с пиковой стадией процессов гранитизации. Они привели к преимущественно блоковым перемещениям в хрупко-пластичном режиме (орогенез) разноглубинных (5–7 – 25–30 км) метаморфогенных образований палеопротерозоя, вместе с подстилающим их архейским фундаментом, на приблизительно единый уровень глубинности верхней коры, порядка 4–8 км. При этом в осевой части подвижной зоны произошла полная инверсия первичного прогиба, в котором отлагались метатерригенные осадки свекокарелид. Процесс вывода глубинных образований к поверхности (эксгумация) продолжился на этапе проявления посторогенного коллапса растяжения (1590–1300 млн лет), отмеченного становлением в регионе массивов рапакиви, формированием систем разломных псевдотахилитов и заложением крупной рифтогенной Пашско-Ладожской грабен-синклинали. К рубежу около 770 млн лет все рассматриваемые образования свекофеннид уже находились на эрозионной поверхности, отмеченной импактными образованиями в районе астроблемы Янисъярви. Построенная на основании оценок глубинности проявления разноэтапных структурно-вещественных преобразований пород ладожского комплекса кривая в системе координат “глубинность–время”, позволила рассмотреть описанную тектоно-термальную эволюцию в свете концепции “Йо-йо тектоники”, отражающей неоднократные возвратно-поступательные перемещения по вертикали блоков пород и оценить скорости эксгумации на отдельных временных отрезках. Все приведенные данные отражают и являются следствием проявления действовавших при этом разных механизмов выведения к поверхности глубинных образований – покровно-надвиговые структуры режима транспрессии (дивергентная “цветковая” структура всей зоны), дифференциальные вертикально-блоковые перемещения этапа орогенеза, частично связанные с объемными изменениями при синхронном диафторезе пород, посторогенные процессы коллапса растяжения и сопряженного с ним сбросового разрывообразования.