Коллизионные деформации Кукасозерского сегмента Северо-Карельского пояса Балтийского щита.

Глава 7. Палеогеодинамические обстановки раннего протерозоя Северной Карелии. Тектоническая эволюция Кукасозерского сегмента Северо-Карельского пояса в режиме коллизионной геодинамики.

В Кукасозерском сегменте выделяются признаки, позволяющие считать вероятным коллизионное взаимодействие Беломорского и Карельского микроконтинентов в свекофеннское время:

1) Сегмент ограничен двумя разными по составу Беломорским и Карельским континентальными блоками. Блоки разделены шовной зоной, разрезы нижнего протерозоя на разных бортах плохо коррелируются между собой.

2) В шовной зоне выделяются тела апоперидотитовых серпентинитов и метагабброидов (~ 2.00 - 1.95 млрд. лет), которые, по мнению В.С. Степанова [1997], являются фрагментами офиолитовой серии, одновозрастной комплексу Ёрмуа пояса Кайну в Финляндии (1.97 - 1.95 млрд. лет [Kontinen, 1986, 1987, 1996]). Ятулийские и людиковийские вулканогенно-осадочные образования Кукасозерского сегмента также имеют аналоги близкого состава в поясе Кайну.

3) Результаты геолого-структурного анализа, выявившие полистадийную деформацию, не подтверждают синклинального строения Кукасозерского сегмента (см. главу 6.1). Данные, касающиеся соотношения стиля деформаций комплексов Беломорского и Карельского блоков, а также характер латеральной структурной зональности позволяют считать эти блоки микроконтинентами и предполагать коллизионный механизм их взаимодействия. Об обстановке коллизии свидетельствует также комбинированная кинематика Северо-Карельского пояса на поздних стадиях его формирования.

4) Формирование структуры Кукасозерского сегмента сопровождалось полистадийными метаморфическими преобразованиями пород свекофеннского времени. Условия метаморфизма коррелируются с раннепротерозойскими обстановками континентальной коллизии Кольского полуострова [Минц, 1996]. Прослеживается регрессивный ряд, близкий к схеме эволюции P-T-условий при выведении метаморфических пород к поверхности в режиме коллизии типа континент-континент [Добрецов, Кирдяшкин, 1994].

5) Вблизи шовной зоны в пределах Беломорского блока наблюдаются признаки проявления гранитно-купольного тектогенеза, который, по мнению В.С. Федоровского, является одним из индикаторов коллизионных обстановок.

Формирование Северо-Карельского пояса с позиций тектоники плит связано с эволюцией Циркум-Карельского микроокеана [Минц и др., 1996], который в раннем протерозое разделял Карельский и Беломорский (+ Южно-Лапландский?) микроконтиненты.

За длительную раннепротерозойскую историю (около 500 млн. лет) сменился целый ряд геодинамических режимов, что отразилось в формировании комплексов пород различного состава, а также их метаморфических и структурных преобразованиях. К сожалению, геологическая летопись фрагментарна и восстановить все раннепротерозойские геодинамические обстановки на данном этапе исследований невозможно.

В течение раннепротерозойской истории фиксируется два цикла геодинамической активности.

Первый цикл начался около 2. 45 млрд. лет. Об этом свидетельствуют расслоенные габбро-норитовые интрузии в краевой части Карельского микроконтинента, которые внедрились в режиме рифтогенеза. Позднее накапливался сумийский вулканогенно-осадочный комплекс известково-щелочной серии. Особенности химического состава сумийских пород предполагают неоднозначную интерпретацию обстановки их формирования. Первый цикл завершился накоплением сариолийских конгломератов. Значительных структурно-вещественных преобразований с завершением этого цикла не связано.

Рис. 3

Между двумя циклами фиксируется эпоха выравнивания тектонического режима. В это время в мелководных условиях накапливались песчаники нижнего ятулия (рис. 3а).

Второй цикл начался с накопления в рифтогенной обстановке (рис. 3б) вулканогенно-осадочного комплекса верхнего ятулия (~2.15? - 2.08 млрд. лет), в котором кварцевые песчаники и известняки сочетаются с потоками базальтовых лав, дайками и силлами диабазов. Этот режим охватил большую часть современной Карелии. В местах, где ятулийские осадки отсутствуют, в более древних породах отмечаются подводящие и каналы дайки этого возраста [Сыстра, 1991], что свидетельствует о региональной обстановке растяжения.

В людиковийское время (2.08 - 1.95 млрд. лет) в пределах рассматриваемой структуры произошел разрыв континентальной коры (рис. 3в) и сформировался бассейн с литосферой океанического типа, разделивший Беломорский и Карельский микроконтиненты. Ширина этого бассейна нам неизвестна. Неизвестно также, существовала ли в этом бассейне обстановка спрединга, поскольку определяющая палеоспрединг формация - комплекс параллельных даек в этой структуре отсутствует. Мы не исключаем, что людиковийский бассейн мог возникнуть в результате деламинационных процессов в континентальной коре как следствие подъема мантийного диапира (модель Wernicke, [1985]). В пользу этого предположения говорит и неокеанический состав пород, заполнявших бассейн (базальты, алевролиты, углеродистые сланцы, кремни, карбонатные породы, флиш). В тесной ассоциации с этим комплексом находятся апоперидотитовые серпентиниты и габброиды. Метаперидотиты (низкотитанистые и низкощелочные) по химическому составу близки к мантийным образованиям Ёрмуа. Можно думать, что этот рифтогенный бассейн в западном направлении открывался в океанический бассейн, где уже присутствовала спрединговая океаническая обстановка (офиолиты Ёрмуа).

Позже (~1.95 - 1.90 млрд. лет) началось закрытие бассейна, которое по времени совпадает с раскрытием океанического бассейна в свекофеннской области. Ответ на вопрос, сопровождался ли этот процесс субдукцией или нет, неясен (рис. 3в), поскольку никаких вулканических островодужных комплексов людиковийского возраста, свидетельствующих об этом явлении, здесь неизвестно. Хотя, возможно, субдукционные комплексы, при отсутствии надежных датировок, ошибочно отнесены к сумийским образованиям, которые по химическому составу сходны с островодужными. Сближение микроконтинентов могло происходить и по тектонической поверхности, располагавшейся внутри литосферы континентального типа.

Предполагаемая субдукция океанической коры сменилась континентальной коллизией (1.9 - 1.8? млрд. лет). Данные, полученные при анализе деформаций и синтектонического метаморфизма, дают достаточные основания для построения модели развития центральной и восточной частей Кукасозерского сегмента во время фронтальной коллизии Беломорского и Карельского микроконтинентов. С этим процессом связаны деформации четырех этапов.

D_S¹. В первую фазу происходил поддвиг Карельского микроконтинента под Беломорский (рис. 1а). Поверхность поддвига (рис. 3д), вероятно, была довольно пологой, так как процессы гранитогнейсового куполообразования и метаморфизма распространяются вглубь Беломорской структуры. Кроме того, зоны пластического течения в раннепротерозойских комплексах субпараллельны слоистости.

D_S². Во вторую фазу в пределах Карельского мегаблока образовалась зона пологого пластического скола и направление тектонического транспорта во взаимодействующих микроконтинентах стало встречным. (рис. 1б, 3е).

D_S³. В третью фазу произошло взаимное расплющивание краевых частей микроконтинентов. На их границе сформировалась крутопадающая сутура (рис. 1в, 3ж).

D_S⁴. В завершающую фазу возникли локальные деформации вдоль сутуры, вероятно, обусловленные частичным "выжиманием" материала вверх и связанные с механизмом транспрессии (рис. 1г).

Для построения корректной модели коллизии Беломорского и Карельского микроконтинентов на западном фланге Кукасозерского сегмента недостаточно данных. Коллизионная структура была изначально криволинейной, и коллизионные процессы по простиранию меняют свои кинематические характеристики. Кроме того, можно предполагать, что на западном фланге сегмента геодинамический режим был несколько иным за счет влияния тектонических процессов, связанных с взаимодействием Беломорского и Южно-Лапландского (?) микроконтинентов, что отразилось в формировании на второй стадии (D_S²) в пределах Беломорского блока надвиго-складчатой структуры восточной вергентности.