Все о геологии :: на главную страницу! Геовикипедия 
wiki.web.ru 
Поиск  
  Rambler's Top100 Service
 Главная страница  Конференции: Календарь / Материалы  Каталог ссылок    Словарь       Форумы        В помощь студенту     Последние поступления
   Геология >> Геохимические науки >> Петрология | Диссертации
 Обсудить в форуме  Добавить новое сообщение

Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

Автор: Геря Тарас Викторович
диссертация на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Московский Государственный Университет им.  М.В. Ломоносова

Содержание

II.3 Лапландский пояс на Кольском полуострове.

Геологический очерк

Рис.II.9

Лапландский пояс входит в состав Лапландско-Колвицкого гранулито-гнейсового пояса, общая протяженность которого в пределах Балтийского щита составляет примерно 700 км. Северо западное окончание этого пояса перекрыто тектоническими покровами Норвежских каледонид, а в юго-восточном направлении он прослеживается по геофизическим данным под акваторией Кандалакшкского залива Белого моря и далее - под чехлом Русской платформы (Минц и др.,1996). Лапландский гранулитовый пояс имеет дугообразную форму и расположен между Карельским кратоном и кратоном Инари (рис.II.9). Протяженность пояса около 300 км при ширине до 100 км.
Вдоль южного и частично западного контактов гранулиты ограничены тектоническим поясом Тана (Tanaelv) (рис.II.9). Под углами от 12о до 60о он падает под Лапландский гранулитовый комплекс (см. разрез на рис.II.10) на север (Россия и восточная часть Финляндии) и восток (Норвегия и СВ Финляндия). Пояс Тана (Barbey et al., 1984), или Tanaelv (Krill, 1985), тектонически отделяет Лапландский комплекс от Карельского кратона (Przhjalgovsky, Terekhov, 1995), представленного здесь деформированными породами Беломорского комплекса (рис. II.9-II.12). Северный контакт Лапландского комплекса с кратоном Инари круто падает к северу (Минц и др.,1996).

Рис. II.10

В строении Лапландского комплекса принимают участие следующие основные типы пород (Минц и др.,1996) (рис. II.12):
1. основные гранулиты и связанные с ними эндербиты;
2. кислые гранулиты и связанные с ними гранатовые тоналиты и плагиограниты;
3. метагаббро-анартозиты и подстилающие их гранатовые амфиболиты.

Рис. II.11

Кислыми о основными гранулитами образованы незакономерно чередующиеся в разрезе тела. Метагаббро-анартозиты совместно с подстилающими их гранатовыми амфиболитами слагают подошвенный комплекс, который располагается в основании Лапландского пояса. Местами метагабброиды превращены в эклогитоподобные кристаллосланцы.
По структурно-вещественным признакам в пределах Лапландского пояса выделяются четыре зоны: Левайок-Инари, Лоттинская, Сальных Тундр и Главного хребта (Минц и др.,1996).
    Зона Левайок-Инари располагается в пределах Норвежско-Финской части пояса и сложена в основном кислыми гранулитами с резко подчиненным количеством тел основных гранулитов и эндербитов. Подошвенный комплекс в этой зоне представлен изолированным массивом Васкойки.
    Лоттинская зона, охватывающая интервал от государственной границы России до р.Нотта, в приблизительно равных пропорциях сложена кислыми и основными гранулитами. Подошвенный комплекс здесь постоянно прослеживается в основании разреза.

Рис. II.12

    Зона Сальных Тундр представляет собой своеобразный "структурный нос", зажатый между гранито-гнейсовыми куполами. Она сложены метагаббро-анартозитами подошвенного комплекса и основными гранулитами при крайне ограниченном участии кислых гранулитов.
    Зона Главного хребта отвечает одноименному крупнейшему на Кольском полуострове массиву габбро-анартозитов, сопровождаемому небольшим количеством основных и кислых гранулитов.
Протолит метаморфических пород Лапландского пояса был образован тремя основными составляющими (Минц и др.,1996).
    1. Первая составляющая, отвечающая кислым гранулитам (хондалитам), возможно была представлена терригенными осадками с включением органического материала. По оценке Е.В.Бибиковой с соавторами (Бибикова и др., 1993б), химический состав кислых гранулитов свидетельствует о невозможности образования их протолита только за счет эррозии протолита основных гранулитов и о необходимости дополнительного внешнего источника сиалического вещества. Эти выводы базируются на более тяжелом изотопном составе кислорода в кислых гранулитах по сравнению с основными. Согласно оценке П.Барбье и М.Райтса (Barbey, Raith, 1990) низкие содержания CaO свидетельствуют о о зрелом характере осадков и, следовательно, о глубоком выветривании источника сноса. Наличие карбонатных и кварцитовых линз указывает на относительно мелководные условия осадконакопления по крайней мере в некоторые его периоды.
    2. Вторая составляющая протолита отвечает основным гранулитам и имеет магматическую природу. Петрохимический состав большинства основных гранулитов отвечает известково-щелочной серии.
    3. Третья составляющая дометаморфического субстрата отвечает расслоенным интрузиям габбро и габбро-анартозитов.
Тектонический пояс Тана сложен преимущественно гранатовыми амфиболитами и двуслюдяными кианитовыми гнейсами (рис. II.11). Он рассматривается как сильно деформированная толща, подстилающая Лапландский гранулитовый комплекс и тектонически перекрывающая относительно слабо деформированные породы Беломорского комплекса (Латышев, 1967, 1971; Прияткина и Шарков, 1979; Минц и др., 1996; Barbey & Raith, 1990; Krill, 1985; Marker, 1988, 1990, 1991).

Абсолютный возраст.
Е.В.Бибикова с сотр. (1993б) определила U-Pb и Pb-Pb возраст Лапландского гранулитового метаморфизма в пределах 1916-1925+1 млн. лет. Для магматогенных цирконов из биотитовых гранито-гнейсов возраст получился чуть моложе, 1884+18 млн. лет (Pb-Pb метод). Комплексными исследованиями разных изотопных систем (U-Pb, Pb-Pb, Sm-Nd, Rb-Sr) метаморфические события древнее 1900-2000 млн. лет не обнаружены (Bernard-Griffits et al., 1984). 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. Таким образом, 1870 мил. лет тому назад были завершены процессы гранулитового метаморфизма пород Лапландского комплекса. Возраст протолита Лапланского комплекса оценивается как допротерозойский. Так, возраст интрузивного размещения тел габбро-анартозитов в этом протолите сотавляет 2450-2460 млн. лет (Митрофанов и др, 1993).
Множество изотопных данных по амфиболитам и гранулитам восточной части Тана свидетельствуют о его длительном и сложном формировании в период ~2450-1850 млн. лет. В его западной части, в Фенноскандии, определен возраст 1900 Ga (Bernard-Griffits et al., 1984). Для ставролит-кианитовых сланцев О.И. Володичев (1990, стр. 221) приводит цифру 1910 млн. лет. При этом он отмечает, что сланцы относятся к Беломорскому комплексу, тектонически подстилающему Лапландские гранулиты (см. разрез на рис.II.14). Эти сланцы, вероятно, входят в состав корва-тундровой серии пояса Тана (Перчук и Кротов, 1998). Таким образом, изотопные данные показывают, что Лапландские гранулиты и слюдистые сланцы пояса Тана (Минц и др., 1996) имеют близкий возраст, ~ 1900 млн. лет. Следовательно, метаморфизм слюдистых сланцев корва-тундровой серии пояса Тана протекал в нижнем протерозое синхронно со становлением Лапландского гранулитового комплекса.
Породы Беломорского комплекса, тектонически подстилающие сланцы пояса Тана, существенно более древние, ~2900 -2700 млн. лет (например, Przhjalgovsky, Terekhov, 1995). Породы Карельского кратона и кратона Инари имеют возраст метаморфизма около 2600-3100 млн. лет и более. В целом можно заключить, что гранулитовый метаморфизм Лапландского комплекса имел место намного позднее завершения процессов кратонизации Карельского зеленокаменного протолита (Куликов и др., 1987; Лобач-Жученко, 1988).

Тектоническое строение
Общая оценка геологической структуры региона позволяет утверждать (Barbey & Raith, 1990, Минц и др., 1996; Marker, 1988, 1990, 1991), что Лапландский пояс представляет собой гранулито-гнейсовый покровно-надвиговый ансамбль, надвинутый на породы обрамления в юго-западном и южном направлениях (рис. II.10). Суммарная мощность этого ансамбля, оцениваемая на основе геофизических данных, достигает около 20 км в пределах зоны Левайок-Инари и около 15 км в пределах Лоттинской зоны (Минц и др., 1996). Пояс характеризуется наприженной изоклинальной сладчатостью с западным направлением опрокидывания. Складчатость сопровождается развитием сланцеватости в осевой плоскости. Наиболее интенсивные деформации наблюдаются вблизи границ комплекса с породами кратонов, где гранулиты характеризуются интенсивной сланцеватостью и линейность (Barbey & Raith, 1990). При этом наилучшая сохранность безводных гранулитовых парагенезисов фиксируется вблизи западной (подошвенной) части комплекса, где они не затронуты последующими процессами мигматизации и гидратации.
Подстилающие гранулито-гнейсовый комплекс породы пояса Тана интенсивно дислоцированы в ходе размещения покровно-надвигового ансамбля. Значительную роль здесь играют динамосланцы и бластомилониты, включающие порфиробласты ротационного граната, местами с характерной структурой "снежного кома" (например, Перчук, Кротов, 1998). Такие структуры свидетельствуют о кристаллизации минералов в условиях интенсивных сдвиговых деформаций. В структурном плане пояс Тана представляет собой зону интенсивного тектонического меланжа и нередко содержит линзовидные тела метаанортозитов и метагаббро-анартозитов. Породы пояса Тана отделены от основных гранулитов подошвенного комплекса непрерывными узкими зонами пластических и сколовых деформаций.
Породы Беломорского комплекса, подстилающие покровно-надвиговый ансамбль, представляют собой систему относительно маломощных пластин и чешуй (Минц и др., 1996; Глебовицкий и др., 1996). При этом гранито гнейсовые купола в южном обрамлении Лапландского пояса деформируют как породы Беломорской серии так и гранулито-гнейсовый комплекс. Южная граница Лапландского пояса почти на всем протяжении представляет собой отчетливо структурно и вещественно выраженный фронт покровно-надвигового ансамбля в незначительной степени деформированного гранито-гнейсовыми куполами. Наиболее значительный разворот этой границы связан с размещением Нотоозерских куполов, ответственных за воздымание подошвы ансамбля в интервале между Сальными Тундрами и Главным хребтом.
Морфология и строение северной (тыловой) границы пояса почти на всем протяжении определяется поздними деформациями, связанными с всплыванием реметаморфизованных пород параавтохтона и формированием свода Инари и более мелких купольных структур Хихнаярви-Аллареченского района (Минц и др., 1996). Деформации и частичное "протыкание" тектонических покровов куполами являются наиболее типичными соотношениями Вместе с тем некоторые купола диоритов и гранито-гнейсов деформированы и имеют линзовидную форму, вписывающуюся в структуру Лапландского пояса. Следовательно подъем куполов был частично совмещен по времени с размещением покровно надвигового ансамбля и часть куполов была вовлечена в латеральные перемещения. О достаточно высокой пластичности материала Лапландского пояса в ходе движения говорит и значительная деформированность подошвы ансамбля гранито-гнейсовыми куполами, частично сформированными в ходе движения гранулитов (см. выше).
Наиболее полный разрез и наиболее сложное чередование гранулитовых ассоциаций предсталены в пределах Лоттинской зоны (Минц и др., 1996). Индивидуальные тектонические пластины, участвующие в строении Лапландского пояса разделены зонами тектонического меланжа, образованными породами с интенсивно проявленными гнейсовидностью и сланцеватостью. В случае преобладания кислых гранулитов в пределах зон меланжа они включают линзовидные будинированные тела основных гранулитов. Напротив при преобладании основных гранулитов будины образованы кислыми гранулитами. К некоторым зонам меланжа приурочены линзовидные тела эндербитов, гранатовых тоналитов и плагиогранитов. Мощность индивидуальных тектонических пластин обычно варьирует от 2 до 5 км, для некоторых пластин не превышает 1 км. Пластины и меют в целом ограниченные размеры и выклиниваются по простиранию. Особенно резкое изменение мощностей отдельных пластин приходится на район сочленения Лоттинской зоны с зоной Левайок-Инари. Здесь к западу резко выклиниваются все покровы образованные основными гранулитами.

<<назад

вперед>>

Полные данные о работе Геологический факультет МГУ
 См. также
Анонсы конференцийГранулитовые и эклогитовые комплексы в истории Земли
НовостиВ Киеве пройдет Международная научно-практическая конференция "Стратиграфия, геохронология и корреляция нижнедокембрийских породных комплексов фундамента Восточно-Европейской платформы" с 31 мая по 4 июня.
ДиссертацииГеология и эволюция земной коры восточной Антарктиды в протерозое-раннем палеозое:
ДиссертацииГеология и эволюция земной коры восточной Антарктиды в протерозое-раннем палеозое: Основные защищаемые положения и их обоснование.
ДиссертацииМинерагения благородных металлов и алмазов северо-восточной части Балтийского щита:
ДиссертацииМинерагения благородных металлов и алмазов северо-восточной части Балтийского щита:

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ
   
TopList Rambler's Top100