Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Эволюция метаморфизма Лапландского гранулитового комплекса и его южного тектонического обрамления

ВАК РФ 04.00.08, Петрография, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Эволюция метаморфизма Лапландского гранулитового комплекса и его южного тектонического обрамления"

На правах рукописи

ОД

Кротов Александр Викторович

УДК: 551.251(680)

Эволюция метаморфизма Лапландского гранулитового комплекса и его южного тектонического обрамления

Специальность 04.00.08 - петрология, вулканология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва - 1998 г.

Работа выполнена на кафедре петрологии геологического факультета Московского Государственного университета им. М.ВЛомоносова

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, профессор ЛЛ.Перчух (МГУ)

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук СЛ. Силантьев (ГЕОХИ РАН)

кандидат геолого-минералогических наук В.Ю.Герасимов (ИГЕМ РАН)

Ведущая организация: Институт экспериментальной минералогии РАН

Защита состоится "18" декабря 1998 г. в 14 часов 30 минут

на заседании диссертационного Совета К.053.05.08 по петрографии, геохимии и геохимическим методам поисков месторождений полезных ископаемых геологическо: факультета Московского Государственного университета им. М.ВЛомоносова. Адрес 119899, Москва, Воробьёвы горы, МГУ, геологический факультет, аудитория 608. С диссертадикей можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГ!

(зона "А", 6 этаж).

Автореферат разослан "18" ноября 1998 г.

Учёный секретарь диссертационного совета старший нучный сотрудник

А.М.Батанова

Общая характеристика работы

Актуальность исследований. Исследования Лапландского гранулитового комплекса одолжаются с начала двадцатого века На сегодняшний день достаточно подробно изучено > геологическое строение, геохронология, петро- и геохимические особенности слагающих ) пород. Неоднократно проводились исследование глубинного строения комплекса раз-чными геофизическими методами. Лапландским гранулитам и их обрамлению посвящено ожество работ (Беляев, 1971; Виноградов и др., 1980; Козлов и др., 1990; Минц и др., 1996; мяткина, Шарков, 1979; Фонарев и др., 1994; Merilainen, 1976; Ногшапп et al., 1980; Raitb et , 1982; Barbey et al., 1984, 1990; Gaal et al., 1989 и др.). Несмотря на это, до сих пор суще-вуют серьёзные разногласия во взглядах на их формирование.

Для восстановления истории становления комплекса важно изучение зоны контакта анулитов с вмещающими их породами кратонов. С этой точки зрения особый интерес для тландского комплекса представляют породы пояса Тана (Tanaelv), который тектонически деляет лапландские гранулиты от Беломорского комплекса, являющегося складчатой ча-ыо Карельского кратона (Przhjalgovsky, Terekhov, 1995). Единое тектоническое залегание лландских гранулитов и пород пояса Тана свидетельствует о том. что эволюция пояса Тана Лапландского гранулитового комплекса протекала в рамках единого геодинамического гацесса. Это подтверждается и метаморфической зональностью от хлорит-ставролитовых ганцев до гранатовых амфиболитов, закартированной в поясе Тана в направлении от Бело-эрского комплекса в сторону гранулитов. Отсюда следует, что наряду с граяулитами ло->ды пояса Тана должны содержать важную информацию об условиях формирования Лап-шдского комплекса.

Цель исследований. Главная цель - изучение структурной и РГ-эволюции метамор-изма пород Лапландского гранулитового комплекса и его тектонического обрамления -ояса Тана - как базовых объектов разработки гесдинамической модели формирования гра-улитового комплекса.

Научная новизна работы. Впервые на основе детальных структурно-геологических и етрологических исследований удалось выявить взаимосвязь метаморфической и геодина-[ической эволюции лапландских гранулитов и пород пояса Тана.

Основные защищаемые положения. . В поясе Тана, отделяющем Лапландский гранулитовый комплекс от Карельского кратона. впервые установлены две метаморфические зоны:

а) хлорит-ставролитовая. в которой преимущественно проявлен прогрессивный этап метаморфизма;

б) кианит-биотитовая, в которой сохранилась запись пикового и регрессивного этапов метаморфизма.

2. В гранулитах Лапландского комплекса установлено два типа Р-Г-трендов ретроградного метаморфизма: декомпрессионный и изобарический.

3. Эволюция метаморфизма лапландских гранулитов и пород пояса Тана хорошо описывается геодинамической моделью гравитационного перераспределения пород в земной коре под воздействием мантийного плюма (Перчук, ] 993): подъём лапландских гранулитов сопровождается опусканием вмещающих пород кратона на глубину И лишь незначительная их часть снова всплывает к поверхности вместе с гранулитами.

Практическая значимость. Данные, полученные в ходе исследований, позволяют производить более точное стратиграфическое расчленение и геологическое картирование зон взаимодействия докембрийских метаморфических комплексов.

Фактическая основа и методы исследований. В основу работы положены материалы, собранные с участием автора в ходе полевых исследований под руководством доктора геол.-мин. наук Л.Ф.Добржинецкой (1992 г.) и под руководством профессора Л.Л.Перчука (1993 г.). Во время полевых работ было отобраны образцы вдоль профиля, заложенного вкрест простирания Лапландского комплекса и его тектонического обрамления (рис.1). Обработки полевых материалов включала совместное исследование микроструктур пород и их парагенетический аиализ, изучение зональности сосуществующих минералов методом микрозондового профилирования. Изучено более 100 образиов; в 50 из них проведены микрозондовые исследования. Всего в ходе работы было получено более 2500 микро-зондовых анализов, которые были использованы для термобарометрии.

Апробация работы. Результаты исследований, положенные в основу диссертации, докладывались на Международной конференции студентов и аспирантов по фундаментальным наукам (МГУ, 1995 г.) и на Международной конференции "Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород", посвященной 100-летию со дня рождения Н.А.Елисеева (г.Санкт-Петербург, 25-27 мая 1998 г.). По теме диссертации опубликовано 1 работы и 3 статьи представлены к печати.

Обьём работы. Диссертация состоит из 5 глав, введения и заключения. Работа изло жена на страницах, включая 39 рисунков, 10 таблиц и список литературы, состоящий и 84 наименований.

Благодарности Автор глубоко признателен научному руководителю профессор ЛЛ.Перчуку, принимавшему непосредственное участие в работе над всеми разделами дис сертации, доценту Т.В.Гере, предоставившему результаты численного геодинамического м< делирования. Многие вопросы обсуждались с В.И.Фельдманом, М.Н.Богданове!

М.Ефимовым, Г.М.Друговой, Л.Я.Арановичем, которым автор также чрезвычайно благо->ен. Особую признательность автор выражает сотрудникам лаборатории локальных мето-i исследования кафедры петрологии МГУ Е.В.Гусевой и Н.Н.Каратаевой, зсобствовавших проведению аналитических работ.

Условные обозначения:

Символы минералов Ab - альбит, An - анортит, Bt - биотит, Chi - хлорит, Срх - кли-пироксен, Crd - кордиерит. Di - диопсид, Ер - эпидот, Сп - гранат, Grs - гроссуляр, НЫ -говая обманка, Ilm - ильменит; Jd - жадеит, K/s - калиевый полевой шпат, Ку - кианит. Mag 1агнетит, Ms - мусковит, Орх - ортопироксен, PI - плагиоклаз. Otz - кварц, Sil - силлиманит, s - спессартин. Si - ставролит, Ti-Mag- титано-магнетит.

Термодинамические символы. - мольная доля компонента ; в фазе ф, например, ig=Mg/{Mg+Fe); N? - мольный процент i в фазе ф CN?=X?' * 100; ¿Дио - активность HjO во поиде (/7); Т - температура; Р - давление.

Геохронологические символы. Ma - миллионы лет тому назад.

1. Геология и геохронология Лапландского гранулитового комплекса н пояса Тана

Лапландский гранулитовый комплекс представляет собой дугообразную структуру, ¿тянутую более чем на 300 км от скандинавских каледонид на северо-западе до Сальных .•ндр на юго-востоке. Максимальная мощность комплекса в центральной его части дости-1ет 90 км.

Породы гранулитового комплекса сложно деформированы и надвинуты на породы ар-ейского Беломорского комплекса - складчатого обрамления Карельского кратона. Вдоль >жного и частично западного контактов гранулиты отделены от Беломорского комплекса оной тектонического меланжа, известной в литературе под названием "пояса Тана". С разыми углами, от 60° до 12°, этот пояс погружается под Лапландский гранулитовый комплекс а север (Россия и восточная часть Финляндии) и восток (Норвегия и с-в Финляндия). В Рос-ии поясе Тана подразделяется на две метаморфические серии - корватундровую и канда-|акшскую. Первая тектонически перекрывает гнейсы беломорского комплекса и сложена людяными сланцами с подчинённым количеством эпидотовых амфиболитов, мусковитовых :варцитов и актинолит-хлоритовых сланцев. Кандалакшская серия, непосредственно под-ггилающая гранулиты, представлена гранат-клинопироксеновыми амфиболитами и биотит-шфиболовьми гнейсами.

Северный контакт Лапландского комплекса с кратоном Инари круто падает к северу Сейсмогеологическая модель.... 1997). Так что в разрезе Лапландский гранулитовый комплекс имеет типичную для магматических тел форму серпа - гарполита (Петрография, 1976. ;тр. 171; Tomkeev. 1983).

с. 1. Геологическая карта центральной части Лапландского гранулитового комплекса и ещающих его пород (с использованием неопубликованных данных М.Н.Сотниковой).

Условные обозначения: I - Беломорский комплекс (кратон): 1 - биотит-фиболовые гнейсы, 2 - гипербазиты. II - Корва-тундровская серия: 3 - двуслгодяные шцы с гранатом, хлоритом, ставролитом, кианитом, сланцеватые амфиболиты. III -ндалакшская серия: 4 - амфибол-биотитовые гнейсы, гранат-клинопироксеновые фиболиты. IV - Лапландский комплекс: 5 - основные гранулиты (гранат-пироксеновые, роксен-плагиоклазовые, двупироксеновые сланцы и гнейсы, анортозиты), б - кислые анулиты (гранат-биотитовые гнейсы с силлиманитом, кордиеритом), 7 - эндербиты, 8 -аниты. V - Северное обрамление Лапландского комплекса: 9 - биотитовые и роксеновые амфиболиты. VI - Кратон Инари: 10 - биотит-амфиболовые гнейсы.

- региональные надвиги. 12 - элементы залегания. Номерами обозначены образцы, бранные вдоль профиля через Лапландский гранулитовый комплекс и его обрамление.

Геохронологические исследования лапландских гранулитов проводились неодно-1атно (Бибикова и др., 1973; Тугаринов и др., 1980; 1968; Merilamen, 1976; Bernard-Griffiths al., 1984; Daly, Bogdanova, 1991; Бибикова и др., 1993). Различными методами (U-Pb. Pb), Sm-Nd, K-Ar, Rb-Sr) было установлено, что главные метаморфические и тектонические >бытия в пределах Лапландского комплекса происходили 1870 - 1900 Ма. Для гранулитов «лого состава предполагается примесь более древней радиоактивной компоненты (около >00 Ма), соответствующей, вероятно, возрасту их протолита (Merilainen, 1976). Вмешаю-ие Лапландский гранулитовый комплекс породы Карельского кратона и кратона Инари «еют возраст метаморфизма около 2600-2800 Ма и более. Таким образом, гранулитовый етаморфизм Лапландского комплекса имел место спустя почти миллиард лет после крато-изации (> 3000 Ма) Карельского зеленокаменного протолита (Куликов и др., 1987; Лобач-Гученко, 1988).

Большинство изотопных датировок пород пояса Тана производилось для его восточ-ой части (Кандалкшско-Колвицкий комплекс). Полученные дацрые свидетельствуют о его лительном и сложном формировании в период 2450 - 1870 Ма. Для западной части пояса ана геохронологических данных существенно меньше. О.И.Володичев (1990. стр. 221) приодет цифру 1910 Ма. для ставролит-кианитовых сланцев, схожими по минеральному оставу и геологическому залеганию со сланцами корватундровой серив пояса Тана. Ш.Володичев относит их к экзоконтакту Беломорского комплекса. В западной части, в >енноскандии, возраст аналогов корватундровой серии определен в 1900 Ма (Bemard-Jriffiths et al., 1984). Возраст кианит-мусковитовых сланцев корватундровой серии опреде-ялся также в ИГГД РАН Pb-Pb методом по циркону (устное сообщение Г.М.Друговой). 1аиболее древние из полученных значений составляют около 2500 Ма. Однако для гранат-

амфиболовых сланцев корватундровой серии получены и меньшие значения возраста, вплоть до 1800 Ма. Таким образом, по имеющимся датировкам ясно, что пояс Тана формировался в период 2500 - 1800 Ма. Последние этапы становления, очевидно, протекали синхронно с формированием Лапландского гранулитового комплекса.

2. Петрография и минералогия Лапландский комплекс В состав Лапландского комплекса входят гранулиты кислого и основного состава, причём их количественное соотношение меняется по простиранию комплекса. На востоке, в районе Сальных тундр, основные гранулиты преобладают в' разрезе, а на западе (территория Финляндии) - резко подчинены по объему кислым. В районе рек Явр и Падос основные гранулиты слагают довольно узкую полосу с шириной выхода не более 2 км, параллельную границе Лапландского комплекса. Представлены они переслаивающимися биотит-гиперстен-плагиоклазовыми, двупироксеновыми, транат-амфибол-пироксеновыми сланцами и анортозитами. Основные гранулиты обычно имеют бластомилонитовые структуры, выраженные в сильной степени деформации граната, гиперстена, кварца. В некоторых случаях проявляются элементы друзитовых структур: клинопироксен обрастает вокруг гиперстена, а гранат формирует каймы между клинопироксеном и плагиоклазом.

Выше по разрезу основные гранулиты сменяются кислыми. К комплексу кислых гра-нулитов приурочены также крупные тела эндербитов. Кислые гранулиты южной части Лапландского комплекса представлены гранат-биотитовыми гнейсами с силлиманитом, а также гранатовыми кварцитами, содержащими иногда биотит и гиперстен. Для пород этой части комплекса характерны бластомилонитовые структуры с необычно удлиненными (1:10 и более) зернами кварца. В сторону северного контакта Лапландского комплекса с кратоном Инари бластомилонитовые гранулиты исчезают, сменяясь массивными гнейсами. В центральной и северной частях комплекса распространены кордиерит-гранат-силлиманит-био-титовые гнейсы. Крупные порфиробласты граната в таких гнейсах имеют сложную форму с большими "заливами" и выступами. В центральных частях порфиробластов содержите* большое количество ориентированных включений биотита и силлиманита. В основной массе породы встречаются мелкие зёрна граната, практически лишённые включений. Среда акцессорных минералов распространены ильменит, рутил, шпинель, циркон. Ильменит прак тически всегда замещается рутилом, шпинель - биотитом.

Пояс Тана Кореатундровая серия. В составе корватундровой серии пояса Тана преобладают слюдяные сланцы со став ролитом. кианитом, гранатом и хлоритом. В виде редких прослоев и будив среди них ветре

ются эпидот-гранатовые амфиболиты (иногда со значительным содержанием карбоната), фибол-биотит-гранатовые сланцы, мусковитовые кварциты и актинолит-хлоритовые анцы (Перчук, Кротов, 1998). В основании разреза корватундровой серии залегают мета-нгломераты, сложенные галькой плагиогранитов и хлорит-слюдистым цементом (Козлов и I., 1995).

Детальное петрографическое изучение слюдяных сланцев корватундровой серии по-олило выделить в пределах серии две метаморфические зоны: хлорит-ставролитовую, не-юредственно контактирующую с породами кратона (рис.1, точки Ьар-18-20) и кианит-био-товую (обр. Ьар-15, Ьар-29), расположенную севернее (Перчук, Кротов, 1998). Переход от :рвой зоны ко второй хорошо описывается реакцией: СМ + М- + Я -> Л/у + В1 +Оч + НЮ. .¡явленной во многих метаморфических комплексах (например, Кориковский, 1979). Из-за шьного меланжирования чёткую границу между зонами выделить на геологической карте зактически невозможно. Иногда же она фиксируется достаточно уверенно даже в пределах иного образца.

Слюдяные сланцы обеих зон обладают классической сланцеватой текстурой, лорфи-эбластовой структурой с лепидобластовой основной массой. Сланцеватость нередко ослож-яется микроскладчатостью. Породы имеют весьма невыдержанный количественно-мине-альный состав. Хлорит-ставролитовая зона: Р1 = 15-40%; Ог: ~ 15-30%; Й = 5-20%; Мъ = 45%; СМ = 4-15%; Сп = 5-15%; В/ = 5-7%; Ку < 3%. Кианит-биотитовая зона: Р1 = 5-20%; £>/.-10-40%; М* = 5-40%; вп = 5-20%; Ку = 5-10%; Лг= 5-15%: 5/ = 5-7%. В сланцах из обеих энах присутствуют акцессорные Л/од, Т\-Ма%. 11т и Ер - не более 3-4%.

В сланцах хлорит-ставролитовой зоны хлорит формирует мономинеральные агрегаты ли вместе со слюдами облекает порфиробласты граната и ставролита. Встречаются чешуйки лорита в виде включений в гранате и ставролите. В кианит-биотитовой зоне хлорит не об-:аружен в основной массе пород, а образует только редкие включения в гранате. В обеих зо-1ах встречается вторичный, мелкочешуйчатый хлорит, рззвивающийся вместе с магнетитом ю трещинам в фанате и ставролите.

Ставролит чаще всего образует крупные зёрна неправильной формы, вытянутые вдоль ланцеватости породы, реже - включения в гранате, биотите, плагиоклазе. В хлорит-ставро-гитовой зоне встречаются синдеформационные зёрна ставролита со спиралевидными цепоч-сами включений кварца, в кианит-биотитовой зоне описаны крупные (до 1.5 см) идиоморф-ше кристаллы.

В сланцах из кианит-биотитовой зоны выделено две генерации кианита. Первая представлена вытянутыми параллельно сланцеватости породы ксеноморфными зёрнами с резор-Зированными краями. Ко второй генерации отнесены гигантские (до нескольких сантимет-

ров по удлинению) идиоморфные кристаллы, часто разверстые под углом к сланцеватости породы, вплоть до 90 , что предполагает его посткинематическую природу. По краям и трещинам кианит часто замещается агрегатом Ms+Qtz. В сланцах хлорит-ставролитовой зоны кианит образует мельчайшие, обычно идиоморфные зёрна без следов разложения.

Наиболее сложным по строению минералом в слюдяных сланцах является гранат. В изученных образцах обнаружено три типа порфиробластов граната, соответствующие разным этапам метаморфической эволюции пород.

Первый тип - ротационный (например, Rosenfeld, 1970) - встречается исключительно в породах хлорит-ставролитовой зоны. Он представлен гранатовыми порфиробластами. переполненными включениями кварца, эпидота и титано-магнетита (рис. 2). Включения размещаются не хаотично, г образуют субпараллельные "S''-образные и более сложные по форме цепочки. В центральных частях порфиробластов цепочки включений часто ориентированы под углом к сланцеватости породы, вплоть до перпендикулярного положения, а в краевых частях изгибаются субпараллельно сланцеватости. Узкая внешняя кайма порфиробластов обычно почти не содержит включений, причем внешняя форма порфиробластов часто является идиоморфной.

В петрологической литературе ротационные гранаты принято считать синдеформаци-онными, возникающими на прогрессивной стадии метаморфизма (Spry, 1963; Powell, 1966; Powell, Treagus, 1967; Rosenfeld, 1970; Schoneveld, 1977, 1978; de Wit. 1976; Reinhard. Rubenach. 1989; Johnson, Bell, 1996).

Второй тип порфиробластов характеризуется структурой "снежного кома", В ядре таких порфиробластов сохраняются остатки деформации, выраженные в спиралевидном распределении включений в относительно идиоморфном зерне граната (рис. 3-д). Он возникает вблизи пика метаморфизма, где создаются благоприятные условия для интенсивного разрастания гомогенной внешней каймы с относительно небольшим количеством включений кварца и других минералов матрицы породы.

Третий тип порфиробластов (рис. З-б) легко определяется по очень малому числ) включений кварца и рудных минералов, их хаотическому распределению внутри зёрен гра ната. Судя по структурной комплиментарности порфиробластов граната и слоистых силикатов матрицы, перекристаллизация породы протекала на постдеформационном этапе.

Кандалакшская серия

В составе кандалакшской серии (рис.1, зона III) распространены амфибол-биотитовы. гнейсы и гранатовые амфиболиты. Амфиболиты характеризуются порфиробластовым структурами и линзовидно-полосчатыми текстурами, выраженными в неравномерном рас пределении меланократовых и лейкократовых минералов. Главные породообразующие ми

н-п

Рис.2. Ротационный порфнробласт граната из через него.

образца Ьар-20 (сгапролнт-хлортовая зона) и микрозондовые профили 1-1 н 11-Н

Рис.3 .Порфиробласты граната разного типа из кианит-биотитовой зоны и их химическая зональность: (а) - порфиробласт со структурой "снежного кома" (обр. Ьар-29Ь): (б)- постдеформационный порфиробласт (обр. Ьар-15).

1алы представлены роговой обманкой (от 30 до 80%), плагиоклазом (от 10% до 50%), .раем (от 5 до 15%), гранатом (до 15%), клинопироксеном (не более 10% породы), биоти-{(не более 5%). Акцессорные минералы - циркон, сфен, ильменит, магнетит, апатит.

Минеральные соотношения в амфиболитах обычно свидетельствуют о ретроградном фавлении метаморфизма. Прежде всего это касается повсеместного замещения клинопи-ссена роговой обманкой. В амфиболитах из южной части кандалакшской серии встречены, *ако. зёрна клинопироксена, содержащие включения эпидота и роговой обманки, что жно объяснить только прогрессивным метаморфизмом.

3. Химия минералов

Химия породообразующих минералов гранулитов Лапландского комплекса и сланцев яса Тана изучалась прежде всего в целях корректного воспроизведения реакций между ¡нералами и количественного определения термодинамических параметров метаморфизма, »тому наиболее детальному исследованию подвергались минералы, составы которых ис-шьзовались для расчёта температур и давлений с помощью минералогических термометров барометров.

Лапландский комплекс

Гранаты в гранулитах относятся к гроссуляр-пироп-альмандиновому ряду с содержали спессартнна не выше 1-3%. В основных гранулитах в зависимости от валового состава зроды магнезиальность граната изменяется от 21-26% до 56-62%. Л'саСп варьирует от 12-!4 э 17-20%. Гранаты кислых гранулитов менее кальциевые {3-8 мол.% гроссуляра). Наиболее агнезиальные (,\'мЕ до 42-47 мол.%) и кальциевые (Л*са=6-8%) гранаты встречаются в поро-ах южной части комплекса. Для большинства образцов магнезиальность гранатов падает к раям зёрен. Однако, в гнейсах северной части комплекса встречены порфиробласты граната, которых на контакте с кордиеритом наблюдается повышение магнезиальное™ на 3-4 ;ол.%.

Клннопироксены основных гранулитов представлены диопсид-геденбергитовым вердым раствором. Содержание АЬОз изменяется от 3.5 до 7 масс.%, N»^0 не превышает .5 масс.%. Магнезиальность варьирует в пределах 64-70%. Исключение составляют высо-.омагнезиальные метабазлгы. где Л'щСрх достигает 86-88. В зёрнах клинопироксена, контак-■ирующих с гранатом, магнезиальность возрастает от центров зёрен к контакт}-, и в этом же вправлении падает глилозёмистость.

Ортопироксены в основных гранулитах имеют магнезиальность 56-63 мол.%. В вы-дакомагнезиальных метабазитах мольный процент энстатита достигает 80. Содержание <и203 иногда достигает 4.5-5 масс. %. хотя обычно не превышает 1.5-2 масс.%.

Амфиболы из основных гранулитов относятся к роговым обманкам нормальной щёлочности. их магнезиальность лежит в пределах 54-57 мол. %. Лишь в высокомагнезиальных гранулитах Лгмг амфиболов достигает 80-88%. В пределах одного образца Л;Ме варьирует незначительно.

Биотиты в кислых и основных гранулитах имеют магнезиальность 60-75 мол.% при содержании ТЮг до 4-6 масс.%. Наиболее магнезиальные биотиты (до 80%) встречаются в кислых гранулитах южной части Лапландского комплекса. В кордиеритовых гнейсах северной части магнезиальность биотита варьирует в пределах 59-66 мольных %. Во всех случаях Л'м/' повышается к контакту с гранатом.

Плагиоклазы основных гранулитов представлены андезином с 40-45% анортитового компонента. В высокомагнезиальных разновидностях плагиоклаз содержит 88-94% анортита. В кислых гранулитах основная масса плагиоклазов относится к олигоклаз-андезину и содержат 25-31% анортитового компонента. Однако, вокруг кр\тшых зёрен плагиоклаза более основного состава формируются узкие каймы альбнт-олигоклаза.

Кор,диерит имеет магнезиальность 72-79%. По направлению к гранату повышение Л;МбС,(! может достигать 6 мол.%.

Пояс Тана

Корватундровая серия

В гранатах из разных образцов слюдяных сланцев содержание пиропа варьирует от 6% до 21%, гроссуляра - от 7% до 21%, альмандина - от 62 до 78%, спессартива - от 0 до 13%. Практически все порфиробласты граната зональны, причём разные по структуре пор-фиробласты имеют разный характер зональности, что легко объяснить различиями в термодинамических условиях их роста.

Для ротационных порфиробластов граната из ставролит-хлоритовой зоны характерно, прежде всего, симметричное повышение магнезиалыюсти от центров к краям порфиробластов на фоне понижающейся марганцовистости. В тонкой внешней кайме (обычно менее 50 мкм) наблюдается обратное соотношение. Описанная картина наиболее чётко наблюдается е микрозондовых профилях, проделанных вдоль цепочек включений в гранате. На разрезах, перпендикулярных цепочкам включений, картина несколько сложнее: появляются локальные пики магнезиальности в насыщенных включениями участках порфиробластов (рис.2).

В сланцах кианит-биотитовой зоны гранаты со структурой "снежного кома" характе ризуются слабо проявленной зональностью (рнс.З-о). В некоторых сечениях мольные дол! компонентов варьируют лишь в пределах 2-3% вплоть до узкой внешней каймы, где наблю дается снижение магнезиалыюсти и повышение марганцовистости и калъииевост граната. 1

ipax таких лорфиробластов иногда наблюдается небольшое понижение марганцовистости, иногда и повышении магнезиальности граната от центра к периферии ядра.

Третий тип зональности выявлен в гранатах, не несуших на себе следов деформаций и ; содержащих включения (рис.З-б). Для них характерно плавное и более или менее симмет-1Чное понижение магнезиальности и повышение марганцовистости от центров к краям эрфиробластов.

Биотиты в изученных сланцах имеют магнезиальность от S3 до 64 мол.%. Вариации зстава в пределах каждого образца обычно не превышает 4-7%. Иногда наблюдается не-эльшое повышение магнезиальности биотита на контакте с гранатом.

Хлориты первичной генерации имеют магнезиальность от 61-65% до 67-69%, вто-ичные - не более 64%.

Ставролит не зонален. MngSt в разных образцах варьирует от 16-17% до 24-26%.

Плагиоклазы в пределах каждого образца достаточно выдержаны по составу. Для ианит-биотитовой зоны характерны андезины с содержанием анортита 36-38%, а для став-олит-хлоритовой - олигоклаз-андезины, содержащие от 29-31% до 37% анортита.

Кандалакшская серия

Гранаты в амфиболитах Кандалакшской серии представлены пироп-гроссуляр-аль-1андиновым твёрдым раствором с подчинённым содержанием спессартина. В северной асти кандалакшской серии для гранатов характерно понижение магнезиальности. а иногда и овышением марганцовистости от центров к краям лорфиробластов. Встречены также пор-жробласты граната, "законсервированные" в лейкократовых минералах и характеризхто-аиеся повышением магнезиальности от центров к краям с 13 до 24 мол.%.

Клннопнроксены содержат 1.5-4.8 масс.% АЬОз и 0.5-1.8 масс.% NajO. .VMgr'w из |азных образцов варьирует от 46-50 мол.% до 69-70 мол.%. К краям зёрен магнезиальность линопироксена возрастает, а содержание алюминия и натрия падает.

Роговые обманки имеют магнезиальность от 30-36 мол. % до 51 -60 мол.%.

Плагиоклазы представлены олигоклазом и андезином (от 13-18% до 38-44% An).

4. Минеральные реакции и условия метаморфизма Лапландский комплекс

Условия метаморфизма пород Лапландского гранулитового комплекса и пояса Тана >свещались в нескольких работах (Фонарев. 1994; Barbey, Raiih, 1990; Daly, Bogdanova. 1991: laith, Raase. 1982). При заметных расхождениях в оценке /Т-параметров и выделении ста-Шй метаморфизма все исследователи определяют его ретроградный характер с синхронным юнижением Т и Р. Для кислых гранулитов оценки температур лежат в пределах 850 - 650°С.

давления от 11 до 5.5 кбар. Для основных гранулитов максимальные оценки температуры превышают 920°С.

Основное внимание в диссертации уделено кислым гранулитам северной части комплекса. Для расчёта РТ-параметров использованы данные по химической зональности сосуществующих граната, кордиерита, биотита в присутствии кварца, силлиманита и калишпата, а также Оп-Сгй, Сг/-В1 термометры и барометр (РегсЬик, 1990). По направ-

лению к контакту с гранатом Л^ кордиерита непрерывно повышается, тогда как Лмг0п в центре зерна граната понижается, а во внешней кайме вновь возрастает. Эффект возрастания магнезиальности обоих минералов - кордиерита и граната - по направлению к их контакту может быть объяснён слабым изобарическим остыванием породы (РегсЬик е1. а1., 1996).

Максимальные значения параметров метаморфизма для гнейсов северной части комплекса составили 825°С и 8.0 кбар. Изобарическое остывание имело место в температурном интервале приблизительно от 700 до 650°С при давлении около 6.3 кбар. Минимальные рассчитанные значения для кислых гранулитов составили: 7=575°С и Р=4.9 кбар.

Оценка активности воды во флюиде при метаморфизме кислых гранулитов Лапландского комплекса производилась по ретроградной реакции Мс + Сп + Н2О Бг +Я/ + ОI:. Для заключительной стадии метаморфизма при Т- 590"С и Р = 5.3 кбар рассчитанное значение (/ню составило 0.20-0.23.

Пояс Тана

Кореатундроеая серия

В ставролит-гранатовых сланцах корва-тундровской серии В.И.Фонарев с соавторам! (1994) определили проградный характер метаморфизма (до 590 ± 20 С и 7.9 ± 0.5 кбар). Ретроградная стадия для этих сланцев не упоминается. Детальное изучение сланцев участка Яв[ - Падос дало возможность более полно оценить РГ-эволюшш пород и в дальнейшем связан ее с геодинамическим режимом формирования пояса Тана и становления Лапландского гра нулитового комплекса.

Изучение микроструктурных признаков синхронного роста минералов в определен ных ассоциациях и их химической зональности показало, что практически в каждом образц сохраняются следы прогрессивного и регрессивного этапов, а также пика метаморфизм; Часто даже в пределах одного порфиробласта граната из двуслюдяных сланцев можно выде лить зоны, состав и структура роста которых соответствует различным этапам метамо; физма, однако не во всех образцах эти этапы проявлены одинаково ярко.

В сланцах хлорит-ставролитовой зоны доминируют следы прогрессивного этапа. В всех изученных образцах из этой зоны встречаются "ротационные" порфиробласты граната ярко выраженной прогрессивной зональностью (от центров к краям зёрен магнезиальное!

ната повышается, а марганцовистость понижается). У самых краёв порфиробластов, в ¡делах 30-40 микрон, практически во всех образцах намечаются очень слабые реверсион-е соотношения, т.е. химическая зональность запечатлела и регрессивный этап метамор-зма.

Пик метаморфических событий наиболее полно отражён в некоторых образцах слю-]ых сланцев из кианит-биотитовой зоны и прежде всего в образце Ьар-29Ь. Здесь встреча-ся идиоморфные кристаллы ставролита, крупные идиоморфяые кристаллы кианита, пор-робласты граната с ядром, насыщенным включениями и широкой каймой, почти не со-ржащей включения. Химической зональностью таких гранатов практически зафиксиро-чы все три упомянутых выше стадии метаморфизма. Проградная стадия сохраняется в ре. Условия пика метаморфизма запечатлены в основной части порфиробласта, где соот-шения компонентов практически не изменяются. Лишь в узкой краевой зоне наблюдается зкое падение пироповой составляющей, что позволяет отнести её к ретроградному этапу таморфизма.

Ретроградный этап наиболее ярко проявлен в образце Ьар-)5 из кианит-биотитовой ны. Гранат в нём представлен относительно мелкими (до 1.5 мм) порфиробластами. почти : содержащими включений. Химическая зональность таких гранатов (понижение магнези-ьности и повышение марганцовистости от центров к краям зёрен) свидетельствует о том, "о рост (или перекристаллизация) этого граната начался на пике метаморфизма и завер-ился на регрессивной стадии.

Для расчётов температуры и давления обычно в равновесие приводились составы не-эсредственно контактирующих минералов, но зачастую в этом не било необходимости, по-сольку во многих образцах состав биотита и хлорита изменяется в пределах ±2 мол.%. В гзультате, изменение РГ-параметров на син- и посткинематаческой стадиях метаморфизма ногих образцов изученных сланцев практически полностью оказывается записанным в зо-альности граната. Для оценки давления использовался эмпирический, но скорректирован-ый по биотит-гранатовому термометру (РегсЬик. Ь,а\теп1'е\'а. 1983; Перчук и др., 1983; Рег-Ьик, 1989, 1990) биотит-гранат-мусковнт-КЕарц-АЬБ'Ю; барометр (Перчук, 1973; РегсЪик. 977), основанный на реакции Сп + Лfs = В1 +2Ку+012.

В гранатовых амфиболитах кандалакшской серии В.И.Фонарёв с соавторами (1994) ыделили три стадии метаморфизма с параметрами от 857°С и 12.0 кбар до 685°С и 9.3 кбар. 1ми было определено исключительно ретроградное направление метаморфической эволю-;ии пород. Однако, детальное изучение взаимоотношений между минералами и их зонально-ти позволило выявить в гранатовых амфиболитах и достаточно очевидные признаки про-рессивного метаморфизма. К таким признакам можно отнести, например, включения эпи-

дота и роговой обманки в клинопироксене, описанные в образце Lg-20 из южной части ам-фиболитовой зоны. Следы прогрессивного метаморфизма выявлены также и е северной части кандалакшской серии. В образце Lар-14 гранат ранней генерации, заключённые в лейкократовых минералах, характеризуются повышением магнезиальности и понижением марганцовистости от центров к краям зёрен. В целом же в гранатовых амфиболитах доминируют признаки ретроградного метаморфизма.

Оценка температур минеральных равновесий при метаморфизме гранатовых амфиболитов кандалакшской серии проводилась по Crt-Hbl (Perchuk, 1989, 1990) и Gri-Cpx (Kjogh. 1988) геотермометрам. В южной части кандалакшской серии Т= 650°С, что близко к максимальной температуре метаморфизма сланцев корватундровой серии. В северной части кандалакшской серии, у непосредственного ее контакта с гранулитами, пик метаморфизма достигается при 7"=850°С. На ретроградном этапе температура снижается до 590-620°С. По реакции разложения жадеитового минала клинопироксена (Jd = .4b + Qn) удалось определить интервал давления для пика метаморфизма и начала ретроградной стадии от 11.7 кбар при температуре 850°С. до 9.7 кбар при 700°С. Эти значения хорошо согласуется с данными В.И.Фонарёва и др. (1994).

Для сопоставления полученных данных по эволюции метаморфизма пород пояса Тана и Лапландского комплекса наиболее корректно рассчитанные параметры были нанесены на сводную Я-Г-диаграмму (рис. 4). На диаграмме видно, что /Т-эволкшия сланцев корватундровой серии представляет собой подобие петли, направленной, по часовой стрелке, и отражает погружение сланцев до глубины порядка 20 км (прогрессивный этап), достижение ими пика метаморфизма при температуре около 640°С и давлении до 6.4 кбар и подъём к поверхности (ретроградный этап). Пик метаморфизма сланцев пояса Тана практически совпадает с минимальными оценками РГ-параметров остывания и подъема гранулитов южной части Лапландского комплекса (Фонарев и др., 1994). Ретроградный этап метаморфизма гранулитов i северной части Лапландского комплекса имеет в целом более низкобарный характер, чем i южной и включает в себя субизобарический этап.

5. Геодинамическая модель формирования Лапландского комплекса и его южного

обрамления

Наиболее известные на сегодняшний день модели формирования Лапландского фа нулитового комплекса и пояса Тана базируются на идеях тектоники литосферных плит. Так согласно субдукционной модели (Barbey et а!., 1980, 1984), формирование Лапландског комплекса проходило в раннем протерозое в рамках полного цикла Уилсона: растяжение ар хейской континентальной коры, формирование протолита гранулитов, субдукция океаничг ской коры, коллизия, метаморфизм гранулитовой фации и надвиг гранулитов на Карело-Бс-

14 12

О. | ,«

еГ = 8 u 4

§ 6

4 2 О

400 500 600 700 800 900 1000 Температура, "С

Рис. 4. /'-'/'-тренды метаморфической эволюции сланцев корватундровой серии (белые стрелки), гранулитов южной части Лапландского комплекса (по данным Минца и др., 1996) - серые стрелки и северной части Лапландского комплекса (чёрные стрелки).

ломорский краток. Версии, предложенные А.Криллом (KriiJ, J 985) и М.Маркером (Marker, 1990), отличаются, главным образом, представлениями о тектонической обстановке формирования протолита, а также пространственной ориентировкой зон субдукции. Коллизионной версией плейттектонической модели объясняет формирование Лапландского комплекса Н.Е.Козлов с сотр. (1990) и другие исследователи. Согласно работам М.В.Минпа и др. (1989; 1996), протолит гранулитов сформировался и был метаморфизован в архее, а спустя почти миллиард лет имел место "глубинный надвиг" гранулитов на породы Беломорского комплекса.

Несмотря на убедительные доказательства, приводимые в защиту субдукционной или же коллизионной моделей формирования Лапландского гранулитового комплекса, они не способны объяснить целый ряд фактов. Прежде всего это касается резкого преобладани; пластические деформации (складчатость, микроскладчатость и др.) над хрупкими в южно{ части Лапландского комплекса, равно как и в сланцах пояса Тана. Широкая распространен ность пластических деформаций свидетельсгвует о способности пород к течению при уста новленных выше РТ-параметрах, что подтверждается и результатами численного моделяро вания (Перчук, Подладчиков, 1993). Коллизионная модель не объясняет отсутствие на Коль ском полуострове и в прилегающих регионах огромного количества осадков, которы должны были возникнуть в результате денудации на рубеже 1900-1870 млн. лет. Структур ными исследованиями (например, Marker, 1991) не удается установить следов тектоническо] эрозии гигантской складчатой области, существование которой вытекает из коллизионно! модели. Следовательно, структурно-геологические, реологические, седиментологические i петрологические данные не позволяют объяснить появление на поверхности Земл глубинных гранулитов как продуктов столкновения континентов. Перечисленные выш модели не объясняют также погружение слюдистых сланцев пояса Тана на глубину порядк 20 км и их последующий, достаточно быстрый подъем к поверхности совместно гранулитами.

Альтернативная модель формирования гранулитовых комплексов, способная ответа на возникшие вопросы, была предложена Л-Л.Перчуком (Perchuk, 1987). Согласно этой м< дели (ее можно назвать диапировой), становление таких гранулитовых комплексов являет! результатом гравитационного перераспределения пород в пределах земной коры под дейс вием мантийного флюидно-теплового потока (плюма). Систематическими геологическим исследованиями установлено, что оба кратона - Карельский (например, Куликов и др., 198 и Инари (например, Marker, 1991) - сложены ритмичными последовательностями кисль средних и основных пород. При этом в Карельском кратоие присутствуют также ритм метабазальтов и коматиитов. Эти породы приурочены к верхним частям разрезов, которь

енциально неустойчив в гравитационном поле Земли. Было теоретически предсказано rchuk, 1989, 1991; Перчук, 1993), а потом подтверждено численным экспериментом (Perle et al., 1992), что в случае прогрева нижней части этого разреза до условий гранулитовой щи метаморфизма в нём начинают интенсивно протекать процессы гравитационного пе-аспределения, приводящие к подъёму разогретого и относительно лёгкого материала гра-штов из нижних частей разреза в его верхние горизонты в виде крупных диапиров. Такое [лывание гранулитов вызывает встречное погружение вмещающих пород кратонов. В этом чае наименее плотные породы (например, породы пояса Тана) - могут опускаются до бин порядка 20 км., а затем, под воздействием сил плавучести и сопряженной конвекции «рашаются к поверхности, претерпев метаморфизм в /Т-условиях амфиболитовой фации rchuk et al., 1996; Perchuk, Krotov, 1998).

Численный эксперимент был проведен с целью испытания приложимости диапировой дели к объяснению становления к Лапландского комплекса (Перчук и др., 1999). В основу :чётов были положены реальные плотности пород, слагающих Лапландский комплекс и зужаюшие его кратоны. В результате численного эксперимента была получена шолитовая (серповидная) форма тела гранулитов в разрезе, которая хорошо согласуется с >ультатам сейсмического профилирования региона (Пожиленко и др, 1997).

Заключение

Проведённые исследования позволили выявить совместную эволюцию метаморфизма шулитов Лапландского комплекса и его тектонического обрамления - пояса Тана. Грану-ты сохранили в себе следы исключительно ретроградного метаморфизма. При этом в серной части комплекса наряду с декомпрессинным трендом остывания гранулитов удалось гановить и четко выраженный субизобарический. В слюдистых сланцах корватундровой рии пояса Тана выделено две метаморфические зоны:

I хлорит-ставролитовая, примыкающая к Беломорскому комплексу, в которой ми-ральными парагенезисами и микроструктурами пород четко записан прогрессивный этап таморфизма.

) кианит-биотитовая, примыкающая к амфиболитам Кандалакшской серии, в породах торой сохраняются лишь следы прогрессивного этапа, а в минеральных парагенезисах и [кроструктурах преимущественно выражены пик метаморфизма (640°С и 6.4 кбар.) и троградный этап.

Расчёты /,-7"-параметров метаморфизма для обеих зон позволили построить обобшён-.1Й Р7"-тренд метаморфической эволюции пород пояса Тана, имеющий облик петли, закру--нной по часовой стрелке. Такой тренд свидетельствует о том, что породы были достаточно

быстро погружены на глубину порядка 20 км и прогреты до температуры ~650°С, а затем вновь подняты к поверхности.

Сопоставление /'-7-трендов метаморфизма лапландских гранулитов и сланцев пояса Тана позволило установить, что последняя стадия ретроградноого этапа эволюции гранулитов совпадает с началом ретроградной стадии эволюции сланцев корватундровой серии. Это значит, что заключительный период истории метаморфизма породы обоих комплексов -лапландские гранулиты и породы пояса Тана - прошли вместе. В породах кандалакшской серии, залегающих между сланцами корватундровой серии и гранулитами, также выявлень: прогрессивный и регрессивный этапы, однако пик их метаморфизма достигался при параметрах гранулитовой фации (820°С и 12 кбар).

Полученные результаты хорошо согласуются с основными положениями теории гра витационного перераспределения пород в земной коре под воздействием мантийного флю идно-теплового потока - плюма (Perchuk, 1989, 1991,Перчук, 1993).

Список опубликованных и принятых к печати работ по теме диссертации:

1. Кротов А.В. О южной границе Лапландского гранулитового пояса на Кольском полуост рове / Вестник НСО геологического факультета МГУ. Материалы международной конфе ренции студентов и аспирантов "Ленинские горы-95". М.: МГУ. 1996г. С.8-9.

2. Кротов А.В.. Перчук Л.Л. Петрология пояса Тана в южном обрамлении Лапландског гранулитового комплекса / Проблемы генезиса магматических и метаморфических поро; Тезисы докладов. Санкт-Петербург: СПГУ. 1998. С. 173-174.

3. Перчук Л.Л., Кротов А.В. Петрология слюдистых сланцев пояса Тана в южном тектон1 ческом обрамлении Лапландского гранулитового комплекса. М., Петрология. 1998, том ( №2. С. 165-196.

4. Перчук Л.Л., Кротов А.В., Геря Т.В. Амфиболиты пояса Тана (Tanaelv) и гранулиты Л: пландского комплекса. Петрология. 1999, Т. 7, № 4.

5. Perchuk L.L., Gerya Т. К, van Reenen D.D., Krolov А. V., Smil С.А. Mineral equilibria in tl sheared boundaries between cratons and granulite facies terrains as an indicator of dynamics < the Precambrian continental crust. Mineralogy & Petrology. Special Issue (in press).

6. Perchuk L.L., Gerya Т. V., Safonov O.G., Krolov A. V., van Reenen D.D.. Smil C.A. Comparab petrology of the Lapland (Fennoscandia) and the Limpopo (South Africa) granulite faci terrains. Mineralogy & Petrology. 1999. Special Issue (inpress).

7. Perchuk L.L., Krolov A. V. Petrology of the mica schists of the Tanaelv belt in the southe tectonic framing of the Lapland granulite complex. Petrology. 19i ~ -179.

Текст научной работыДиссертация по геологии, кандидата геолого-минералогических наук, Кротов, Александр Викторович, Москва

61-

Московский государственный университет им.М.В.Ломоносова

A.B.Кротов

Эволюция метаморфизма Лапландского гранулитового комплекса и его южного тектонического обрамления

Специальность 04.00.08 - петрология, вулканология

Диссертация на соискание учёной степени кандидата геолого-минералогических наук

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, профессор Л.Л.Перчук

Москва - 1998 г.

Содержание

Введение______^

1. Геология и геохронология Лапландского гранулитового комплекса

и пояса Тана_______9

1.1. Лапландский комплекс____9

1.1.1. Геологическое положение и строение___ 9

1.1.2. Геохронология и изотопная геохимия ____ 12

1.2. Пояс Тана_____ 13

1.2.1. Геологическое строение___ 13

1.2.2. Геохронология ____ 14

2. Петрография и минералогия _19

2.1. Лапландский комплекс____ 19

2.1.1. Основные гранулиты ■ _ , 19

2.1.2. Кислые гранулиты __________ 23

2.2. Амфиболиты северной части комплекса_28

2.3. Пояс Тана ____ 28

2.2.1. Корватундровая серия _____ 28

2.2.1.1. Амфиболсодержащие породы_. 28

2.2.1.2. Слюдяные сланцы _____________30

2.2.1.3. Типы порфиробластов граната___ 37

2.2.2. Кандалакшская серия_____ 44

3. Химия минералов_____49

3.1. Лапландский комплекс_50

3.1.1. Основные гранулиты ________ 50

3.1.2. Кислые гранулиты___________ 58

3.2. Пояс Тана _____62

3.2.1. Корватундровая серия ____62

3.2.1.1. Амфиболсодержащие породы__ 62

3.2.1.2. Слюдяные сланцы_ 71

3.2.2. Кандалакшская серия____91

4. Минеральные реакции и условия метаморфизма_106

4.1. Лапландский комплекс____ 106

4.1.1. Основные гранулиты _______ Ю7

4.1.2. Кислые гранулиты____107

4.2. Пояс Тана_____ 114

4.2.1. Корватундровая серия___ 114

4.2.1.1. Минеральные парагенезисы и реакции_ 114

4.2.1.2. Р-Т-параметры метаморфизма_ 115

4.2.2. Кандалакшская серия_____ 127

5. Геодинамическая модель формирования Лапландского комплекса и его южного обрамления____135

Заключение _________^9

Литература_____141

Введение

Исследования Лапландского гранулитового комплекса продолжаются с начала двадцатого века. На сегодняшний день достаточно подробно изучено его геологическое строение, геохронология, петро- и геохимические особенности слагающих его пород. Неоднократно проводились исследования глубинного строения комплекса различными геофизическими методами. Лапландским гранулитам и их обрамлению посвящено множество работ (Беляев, 1971; Виноградов и др., 1980; Козлов и др., 1990; Минц и др., 1996; Прияткина, Шарков, 1979; Фонарев и др., 1994; Merilainen, 1976; №rmann et al., 1980; Raith et al., 1982; Barbey et al., 1984, 1990; Gaal et al., 1989 и др.). Несмотря на это, до сих пор существуют серьёзные разногласия во взглядах на их формирование.

Для восстановления геодинамического механизма становления комплекса наиболее важна зона взаимоотношения гранулитов с вмещающими их породами кратонов, включая зеленокаменные пояса. С этой точки зрения особый интерес для Лапландского комплекса представляют породы пояса Тана (Tanaelv), который отделяет лапландские гранулиты от Беломорского комплекса, являющегося складчатым обрамлением Карельского кратона (Przhjalgovsky, Terekhov, 1995). Единое тектоническое залегание лапландских гранулитов иг пород пояса Тана свидетельствует о том, что его образование и эволюция неразрывно связаны со становлением Лапландского гранулитового комплекса. Этот же вывод подтверждается метаморфической зональностью (от хлорит-ставролитовых сланцев до гранатовых амфиболитов), запёчатлённой породами пояса Тана в направлении от Беломорского кратона к гранулитам. В связи с этим становится ясно, что не только гранулиты, но и породы пояса Тана должны содержать информацию об условиях формирования Лапландского комплекса.

Цель исследований. Главная цель - изучение структурной и РГ-эволюции метаморфизма пород Лапландского гранулитового комплекса и его тектонического

обрамления - пояса Тана - как базовых объектов разработки геодинамической модели формирования гранулитового комплекса.

Одной из важнейших задач в ходе работы являлось разграничение пород автохтонной и аллохтонной частей разреза в пределах зоны сочленения Беломорид с Лапландским гранулитовым комплексом. Решить её чисто геологическими методами достаточно затруднительно, поскольку породы здесь характеризуются достаточно пёстрым петрографическим составом и близким геологическим залеганием. Наиболее эффективным методом в данной ситуации оказалось восстановление эволюции метаморфизма пород вкрест простирания зоны контакта и сопоставление между собой полученных результатов. Очевидно, что породы автохтонной и аллохтонной частей разреза претерпели разную метаморфическую историю. Она запечатлена в минеральных парагенезисах, химической зональности минералов и в реакционных структурах пород, претерпевших метаморфизм в разных термодинамических условиях. Сопоставление данных по эволюции метаморфизма гранулитов и окружающих их пород позволяет делать выводы о геодинамических условиях формирования всей структуры.

Научная новизна работы. Впервые на основе детальных структурно-геологических и петрологических исследований удалось выявить взаимосвязь метаморфической и геодинамической эволюции лапландских гранулитов и пород пояса Тана.

Основные защищаемые положения.

1. В поясе Тана, отделяющем Лапландский гранулитовый комплекс от Карельского кратона, впервые установлены две метаморфические зоны:

а) хлорит-ставролитовая, в которой преимущественно проявлен прогрессивный этап метаморфизма;

б) кианит-биотитовая, в которой сохранилась запись пикового и регрессивного этапов метаморфизма.

2. В гранулитах Лапландского комплекса установлено два типа Р-Г-трендов ретроградного метаморфизма: декомпрессионный и изобарический.

3. Эволюция метаморфизма лапландских гранулитов и пород пояса Тана хорошо описывается геодинамической моделью гравитационного перераспределения по-

род в земной коре под воздействием мантийного плюма (Перчук, 1993): подъём лапландских гранулитов сопровождается опусканием вмещающих пород кратона на глубину И лишь незначительная их часть снова всплывает к поверхности вместе с гранулитами.

Практическая значимость. Данные, полученные в ходе исследований, позволяют производить более точное стратиграфическое расчленение и геологическое картирование зон взаимодействия сложных метаморфических комплексов.

Фактическая основа и методы исследований. В основу работы положены материалы, собранные с участием автора в ходе полевых исследований под руководством доктора геол.-мин. наук Л.Ф.Добржинецкой (1992 г.) и под руководством доктора геол.-мин. наук Л.Л.Перчука (1993 г.). Во время полевых работ были отобраны образцы вдоль профиля, заложенного вкрест простирания Лапландского комплекса (см. рис. 3, 4). Наиболее детальное опробование проводилось для пород пояса Тана. В ходе изучения материалов использовался комплекс петрологических методов, включающий детальное исследование структурно-текстурных особенностей пород, парагенетический анализ, изучение зональности сосуществующих минералов на основе микрозондового профилирования, минералогическую термоба-рометрию. Автором было изучено более 100 образцов; микрозондовые исследования проведены для 50 из них. Всего в ходе работы было получено более 2500 мик-розондовых анализов, важнейшие из которых приведены в таблицах 4-7.

Апробация работы. Результаты исследований, положенные в основу диссертации, докладывались на Международной конференции студентов и аспирантов по фундаментальным наукам (МГУ, 1995 г.) и на Международной конференции "Проблемы генезиса магматических и метаморфических пород", посвященной 100-летию со дня рождения Н.А.Елисеева (г.Санкт-Петербург, 25-27 мая 1998 г.). По теме диссертации опубликовано 4 работы, 3 статьи находятся в печати.

Объём работы. Диссертация состоит из 5 глав, введения и заключения. Работа изложена на 146 страницах, включая 39 рисунков, 10 таблиц и список литературы, состоящий из 84 наименований.

Благодарности. Автор глубоко признателен научному руководителю профессору Л.Л.Перчуку, принимавшему непосредственное участие в работе над всеми разделами диссертации, доценту Т.В.Гере, предоставившему результаты численного reo динамического моделирования. Многие вопросы, затрагиваемые в диссертации, обсуждались с Н.Е.Козловым, В.И.Фельдманом, М.Н.Богдановой, М.М.Ефимовым, Г.М.Друговой, Л.Я.Арановичем, которым автор также чрезвычайно благодарен. Особую признательность автор выражает сотрудникам лаборатории локальных методов исследования кафедры петрологии геологического факультета МГУ Е.В.Гусевой и Н.Н.Каратаевой, способствовавших проведению аналитических работ.

Условные обозначения, принятые в работе;

Символы минералов.

Ab - альбит, Alm - альмандин, Act - актинолит, Ар - апатит, An - анортит, And -андалузит, Bt - биотит, СМ - хлорит, Срх - клинопироксен, Crd - кордиерит, Di - ди-опсид, Ер - эпидот, East - истонит, Grs - гроссуляр, Grt - гранат, НЫ - роговая обманка, Ilm - ильменит; Jd - жадеит, Kfs - калиевый полевой шпат, Ку - кианит, Mag-магнетит, Ms - мусковит, Орх - ортопироксен, PI - плагиоклаз, Ргр - пироп, Qtz -кварц, Rt - рутил, Sil - силлиманит, Sph - сфен, Spl - шпиинель, Sps - спессартин, St -ставролит, Ti-Mag- титано-магнетит, Zrn - циркон.

Термодинамические символы.

XfP - мольная доля компонента / в фазе ф, например, ^Mg=TVig/(Mg+Fe); xAqq2 - мольная доля СО2 во флюиде (/7); föi ~ коэффициент активности компонента i в минерале ф; аФ[, = (у-Х)Ф( активность компонента i в минерале ф; Т -температура; Р - давление, кбар; - изменение стандартной энергии Гиббса в реакции г, кал/моль; R =1.987 кал/моль/К, Gei = RTinyPj - избыточная парциальная молярная энергия, кал/моль

1. Геология и геохронология Лапландского грану-литового комплекса и пояса Тана

1.1. Лапландский комплекс

1.1.1. Геологическое положение и строение

Лапландско-Сальнотундровский (далее - просто Лапландский) комплекс вместе с Канадалакшско-Колвицким принято относить к единому Лапландско-Колвицкому гранулитовому поясу, вытянутому в северо-западном направлении более, чем на 700 км (рис.1). В составе и строении Лапландского и Колвицкого комплексов наблюдается ряд различий, однако главные структурно-геологические, петрографические и геохимические особенности позволяют всё же считать их эрозионными фрагментами единого гранулитового пояса, несмотря на пространственную разобщённость (Минц и др., 1996). Породы гранулитового пояса сложно деформированы и надвинуты в северо-западном направлении на породы архейского Беломорского комплекса. В надвиговой зоне в едином разрезе совмещены породы аллохтона, автохтона и синтектонические образования. Состав разреза для разных частей пояса заметно различается.

Лапландский комплекс (рис. 1) по объёму существенно больше Колвицкого. Он представляет собой дугообразную структуру, вытянутую в северо-западном направлении более, чем на 300 км - от скандинавских каледонид на северо-западе до Сальных тундр на юго-востоке. Максимальная ширина комплекса в центральной его части достигает 90 км. Вдоль южного и частично западного контактов гранули-ты отделены от Беломорского комплекса - складчатого обрамления Карельского кратона - зоной тектонического меланжа, известной в литературе под названием "пояса Тана" (Тапае1у). С разными углами (от 60° до 12°, см. рис. 2, 4) пояс Тана погружается под Лапландский гранулитовый комплекс на север (Россия и восточная часть Финляндии) и восток (Норвегия и с-в Финляндия). Однако критерии оп-

29 00'

68°50'

1 У////А

b

I3 I8

Рис. 1. Геолого-етруктурная схема северной части Балтийского щита (Barbey, Riht, 1990; Фонарёв, Крейлен, 1995).

1 - Мурманский блок, 2- Сидварангер блок и Кольский кратон; 3 - Кольская сутурная зона (Печенгская серия); 4 - кратон Инари; 5 - Лапландский и Колвицкий гранулитовые комплексы; 6 - пояс Тана; 7 - ЮжноЛапландский (Карельский) кратон, включающий в себя Беломорский комплекс; 8 - нефелиновые сиениты палеозоя; 9 - разрывные нарушения.

Пунктиром показана граница России и Финляндии, вдоль которой были отобраны образцы (см. рис. 3). I - участок детального опробования (см. рис.

4).

Рис.2. Сейсмический разрез через центральную часть Лапландского гранулитового пояса и его обрамление (Сейсмогеологическая модель..., 1997) - (а) и его схематическая геологическая интерпретация (б).

ределения чётких границ пояса Тана с прилегающими породами кратонов и Лапландских гранулитов не определены. Это обусловлено очень сильным меланжиро-ванием пород пояса Тана. Северный контакт Лапландского комплекса с кратоном Инари круто падает к ioiy (Marker, 1991). Так что в разрезе Лапландский гранули-товый комплекс напоминает форму гарполита (Петрография, 1976, стр. 171; Tomkeev, 1983), которая типична для магматических тел.

1.1.2. Геохронология и изотопная геохимия

Геохронологические исследования лапландских гранулитов проводились неоднократно как российскими, так и зарубежными учёными. Не достаточно достоверными оказались результаты К-Ar датирования К.О.Кратца с сотр., которые получили спектр значений возраста метаморфизма от 3.5 до 1.7 млрд. лет (см. Бибикова и др., 1993). Значительно большей достоверностью и хорошей сходимостью результатов характеризуются U-Pb, Pb-Pb, Sm-Nd методы (Бибикова и др., 1973; Тугаринов и др., 1980; 1968), которыми возраст гранулитового метаморфизма был оценен в 1910+60 млн. лет. Между тем, для метаосадочных пород установлена примесь в гранулитах более древней радиоактивной компоненты (Merilainen, 1976). Это позволило выделить как минимум три этапа метаморфизма пород в условиях гранулитовой фации: 2500 млн. лет назад (Pb-Pb методом по породе в целом), 2150 и 1900 млн. лет назад (U-Pb методом по цирконам). Эти данные, однако, не были подтверждены комплексными исследованиями (Bernard-Griffiths et al., 1984) разных изотопных систем (U-Pb, Pb-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr): метаморфические события древнее 1900-2000 млн. лет подтверждены не были. Более того для цирконов из пород Лапландского гранулитового комплекса С.Дейли и С.Богданова (Daly, Bogdanova, 1991) определили возраст 1870 млн. лет. Эта цифра, вероятно, соответствуют наиболее поздней стадии метаморфизма и деформаций пород в условиях низов гранулитовой - верхов амфиболитовой фации. Е.В.Бибикова и др. (1993) исследовали изотопный состав цирконов из лапландских гранулитов и установили, что возраст варьирует в пределах 1916±1 (мигматизированный диоритовый кристаллосланец) -1925+1 млн. лет (лейкократовый эндербит). Для магматогенных цирконов из био-

титовых гранито-гнейсов возраст составляет 1884+18 млн. лет (Pb-Pb метод). Таким образом 1870 млн. лет тому назад были завершены процессы гранулитового метаморфизма пород Лапландского гранулитового комплекса. Вмещающие Лапландский гранулитовый комплекс породы Карельского кратона и кратона Инари имеют возраст метаморфизма около 2.6-2.8 млрд. лет и более. Таким образом, гранулитовый метаморфизм Лапландского комплекса имел место спустя почти миллиард лет после кратонизации (> 3 млрд. лет) Карельского зеленокаменного протолита (Куликов и др., 1987; Лобач-Жученко, 1988). Вместе с тем, большинство геохронологов сходится на том, что изотопные "следы" более древних событий (Merilainen, 1976) в Лапландских гранулитах относятся к зеленокаменному протолиту.

Интересные результаты показал анализ изотопного состава кислорода разных пород Лапландского гранулитового комплекса (Бибикова и др., 1993). Значения ô^O для ортопород комплекса оказались достаточно низкими (6.8 ±1.1 %%), тогда как кислород парапород характеризуется значительно более тяжелым изотопным составом (ô^O = 10.6 ± 1.4 %о, отдельные величины достигают 13 %о). Эти данные еще раз подтверждают, что даже метаморфизм в условиях гранулитовой фации не приводит к полному нивелированию изотоиного состава кислорода в пара- и ортопородах. Это может свидетельствовать о сравнительной быстротечности гранулитового метаморфизма Лапландского комплекса, развитого по зеленокаменному протолиту.

1.2. Пояс Тана

1.2.1. Геологическое строение

Понятия "пояс Тана" (Barbey, 1980, 1984) и "пояс Танаэлв" (Krill, 1985) впервые были использованы на территории Финляндии для обозначения толщи сильно деформированных пород, непосредственно подстилающих Лапландский гранулитовый комплекс и тектонически перекрывающих породы кратона. В отечественной литературе эту толщу было принято подразделять на две метаморфические серии - корватундровую и кандалакшскую. Корватундровая серия тектониче-

ски перекрывает гнейсы беломорского комплекса и сложена слюдяными сланцами с подчинённым количеством эпидотовых амфиболитов, мусковитовых кварцитов и актинолит-хлоритовых сланцев. Кандалакшская серия, непосредственно подстилающая гранулиты, представлена гранат-клинопироксеновыми амфиболитами и биотит-амфиболовыми гнейсами. В литературе неоднократно отмечалась тесная пространственная связь и геохимическое родство амфиболитов кандалакшской серии со сланцами комплекса основных гранулитов (Козлов, 1995; Минц и др., 1996).

H.Е.Козлов (1995), опираясь на петрохимические данные, относит кандалакшскую серию непосредственно к гранулитовому поясу, а корватундровую - к беломорскому.

К северу, через непрерывные узкие зоны пластически