Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геология и палеопротерозойская тектоника кольского региона
1.1. Общие черты геологического строения раннего докембрия Кольского региона
1.2. Основные тектонические структуры раннего докембрия Кольского региона
1.2.1. Мурманский составной террейн
1.2.2. Кольский составной террейн
Террейн Колмозеро-Воронья
Кольско-Норвежский т еррейн
Кейвский террейн
Сосновский т еррейн
Палеорифт Печенга–Имандра-Варзуга
1.2.3. Террейны ядра Лапландско -Кольского орогена Лапландский и Умбинский гранулитовые террейны Террейн Инари
Стрельнинский и Терский террейны
1.2.4. Беломорский составной террейн
1.3. Современные представления о палеопротерозойской тектонике Кольского региона
Глава 2. Палеопротерозойские деформации в кейвском террейне 32
2.1. Геологическое строение Кейвского террейна
2.2. Колчановидные складки: обзор
2.3. Серповидная колчановидная складка
2.3.1. Методика магнитной съемки и геологического картирования
2.3.2. Результа ты магнитной съемки и геологического картирования
2.3.3. Морфология складки по структурным данным Методика геометрического анализа Результаты геометрического анализа
2.3.4. Морфология складки по магнитным данным
Результаты моделирования структуры по магнитным данным 64
2.3.5. Геометрические параметры Серповидной колчановидной складки 66
2.4. Серповидная структура: синклиналь или антиклиналь? 73
2.4.1. Низ–верх разреза по первичным осадочным структурам 73
2.4.2. Низ–верх разреза по петрохимическим данным 77
2.5. Выводы и первые два защищаемых положения 82
Глава 3. Палеопротерозойские деформации в стрельнинском террейне 84
3.1. Геологическое строение юго-востока Кольского региона 84
3.2. Последовательность деформаций и кинематический анализ 90
3.2.1. Этап D1 90
3.2.2. Этап D2 92
3.2.3. Этап D3 95
3.2.4. Этап D4 98
Кинематический анализ 99
Структурная позиция золотометальной минерализации 100
3.2.5. Этап D5 104
3.3. Возраст коллизионных событий 105
3.4. Геометрический анализ 109
3.5. Условия образования гранитоидного жильного материала 111
3.6. Выводы и третье защищаемое положение 113
Заключение 114
Список литературы
- Кольский составной террейн
- Террейны ядра Лапландско -Кольского орогена Лапландский и Умбинский гранулитовые террейны Террейн Инари
- Серповидная колчановидная складка
- Структурная позиция золотометальной минерализации
Введение к работе
Актуальность исследований. Классические палеопротерозойские породы северо-востока Балтийского щита представлены рифтогенными образованиями (тектонотип - палеорифт Печенга-Имандра-Варузуга; Радченко и др., 1994; Mitrofanov et al., 1995). Они отличаются слабой структурной переработкой в условиях преимущественно зеленосланцевой амфиболитовой фации (Петров и др., 1990). Палеопротерозойская ювенильная кора острово-дужного типа выявлена только в ядре палеопротерозойского Лапландско-Кольского коллизионного орогена (ЛКО), где она слагает тектонические пластины, чередующиеся с пластинами архейской коры (Балаганский и др., 2006; Daly et al., 2006). Эти образования глубоко метаморфизованы, сильно мигматизированы, испытали интенсивные деформации и до получения изотопных возрастов считались архейскими.
Анализ и корреляция структурно-метаморфических преобразований палеопротерозойских толщ Кейвского (СВ форланд орогена) и Стрельнин-ского (ядро орогена) терреинов, представляющих главные генетические типы пород (рифтогенные и островодужные с возрастом 2,1-2,5 и 1,95-2,0 млрд лет, соответственно), а также вмещающих их архейских толщ являются необходимыми для создания адекватной модели тектонического развития Кольского региона в палеопротерозое, а в конечном счете - и для понимания ран-недокембрийской истории развития Земли.
Объекты исследования - палеопротерозойские деформационные структуры в рифтогенных толщах Кейвского террейна и в островодужных Стрельнинского террейна ЛКО.
Цели и задачи работы. Основная цель исследования заключалась в установлении структурных форм как в рифтогенных толщах северо-восточного форланда, так и в островодужных толщах ядра ЛКО, указывающих на их единую структурную эволюцию. Достижение этой цели будет способствовать созданию адекватной модели палеопротерозойской коллизионной тектоники в Кольском регионе. При этом решались следующие задачи: 1) сбор и систематизация данных по геологии и тектонике Кольского региона, а также по объектам исследования; 2) определение морфологии и внутреннего строения Серповидной структуры Кейвского террейна; 3) восстановление последовательности структурно-метаморфических событий в Стрель-нинском террейне; 4) реконструкция кинематики движений для каждого этапа деформации; 5) корреляция деформационных событий в изученных участках форланда и ядра ЛКО.
Защищаемые положения:
1. Серповидная структура (северо-западная часть Кейвского террей-
на) - это гигантская синформная колчановидная складка, палеопротерозой-
ское ядро которой является ныряющей антиклиналью с пережатым лежа
чим крылом.
2. Серповидная колчановидная складка образовалась в северо
восточном форланде Лапландско-Колъского коллизионного орогена в услови
ях простого и/или общего сдвига при крупномасштабных надвиговых деиже-
ЮЮЗ на ССВ.
3. Главные надвиговые движения в Стрелънинском терреине в период
1,97-1,92 млрд лет были направлены к ССВ и сменились транспрессивными
движениями к востоку в период 1,92-1,90 млрд лет. Самые поздние струк
туры, в том числе сдвиговые зоны с золотоносной минерализацией, развива
лись 1,9 млрд лет назад в условиях субширотного растяжения.
Установленные периоды главной и транспрессивной коллизии (соответственно, сжатие по линии ССВ-ЮЮЗ и сменившие его движения, субпараллельные простиранию главных структур сжатия) подтвердили представление о завершении в ЛКО коллизионных событий к рубежу 1,90 млрд лет (Мудрук, Балаганский, 2009; Балаганский, Мудрук, 2013). Это вводит возрастные ограничения на тектонические модели развития региона в палеопроте-розое. Идея о том, что крупная колчановидная Серповидная складка в Кейв-ском терреине является частью тектонического покрова гельветского типа (Balagansky, Mudruk et al., 2012), получила дальнейшее развитие. Показано, что покровная тектоника в этом терреине по сути является альпинотипнои тектоникой (Мудрук и др., 2013). Проведенные исследования свидетельствуют о единстве структурной эволюции Кейвского и Стрельнинского террейнов как составных частей СВ форланда и ядра ЛКО.
Научная новизна. На основании структурных наблюдений впервые показано, что палеопротерозойские рифтогенные породы хр. Серповидного и обрамляющие их кейвекие парасланцы слагают гигантскую колчановидную складку, возникшую в результате надвигообразования в условиях пластического сдвигового течения с юга на север (Мудрук и др., 2013). Установлены главные черты структурнометаморфической эволюции и относительный возраст золотоносной минерализации в островодужных породах Стрельнинского террейна (Мудрук, Балаганский, 2009). Определен возраст дайки кварцевого метадиорита (1916 ± 10 млн лет), разделяющей в Стрелънинском терреине этапы главной и транспрессионной коллизии, что позволило, с учетом литературных данных, отнести эти события к периодам 1,96-1,92 и 1,92-1,90 млрд лет, соответственно (Балаганский, Мудрук, 2013).
Теоретическая и практическая значимость работы. Новые данные
о деформациях и кинематике движений дополняют шкалу последовательности эндогенных процессов в ЛКО. Это вместе с установлением гигантской Серповидной колчановидной складки обеспечивает дальнейшее развитие представлений о тектонике палеопротерозоя. Методика и результаты магнитной съемки могут быть учтены при крупномасштабном геологическом картировании Кеивского терреина. Установленный относительный возраст и структурный контроль золотоносной минерализации в Стрельнинском террейне могут быть использованы при поисковых работах. Практический интерес также представляет железная шляпа, выявленная на южном крыле Серповидной складки (Коган, Мудрук и др., 2011).
Фактический материал, методы исследования и личный вклад автора. В основе работы лежит авторский материал, собранный во время полевых работ 2004 г. в Стрельнинском террейне и 2006, 2007 и 2009-2011 гг. в Кейвском террейне. Большая часть структурных данных по Кейвскому тер-рейну получена лично автором, меньшая была предоставлена В.В. Балаганским. При участии автора часть Серповидной структуры (6 км2) была покрыта магнитной съемкой по сети 25x5 м (магнитометр "МИНИМАГ"); на обнаженных участках проведена геологоструктурная съемка в масштабе от 1:100 до 1:1000. Автором проанализированы более 800 замеров структурных элементов; изучены 58 обычных и 7 больших шлифов, а также 10 аншлифов. В работе использованы данные силикатного химического анализа 21 образца пород (химлаборатория ГИ КНЦ РАН), изотопные U-Pb (ЦИИ ВСЕГЕИ) и Sm-Nd (ИГГД РАН) данные.
Для решения поставленных задач использовался кинематический, структурный и геометрический анализ (Turner, Weiss, 1963; Ramsay, Huber, 1983, 1987; Hanmer, Passchier, 1991) и петрографический метод. Характеристика колчановидных складок дана по методологии, изложенной в работах (Alsop, Holdsworth, 2004, 2006, 2012; Alsop et al., 2007). Для оценки глубины залегания и углов падения магнитных пород использовалась методика решения обратной задачи для поля модуля магнитной индукции (Раевский, 2008). Для реконструкции протолитов парапород привлекались диаграммы FAK А.А. Предовского (1980) и аЪ А.Н. Неелова (1980), а также геохимические диаграммы М. Херрона и Ф.Дж. Петтиджона (Herron, 1988; Pettijohn et al., 1972). Для оценки степени выветрелости протолита парапород рассчитывались индексы выветривания CIA (Nesbitt, Young, 1982), CI'W(Harnois, 1988) и PIA (Fedo et al., 1995).
Апробация работы и публикации. Результаты исследований отражены в 4 статьях в журналах из перечня ВАК, в материалах конференций и тезисах докладов. Они были представлены автором на конференциях "Геология и полезные ископаемые северо-запада и центра России" (Петрозаводск, 2006, 2012; Апатиты, 2011) и "Современные проблемы магматизма и метамор-
физма" (С.-Петербург, 2012). Диссертант был также соавтором докладов, включавших результаты его исследований и представленных на российских и международных конференциях (33-я и 34-я сессии Международного геологического конгресса, Осло, 2008, Брисбен, 2012; V Всероссийская Ферсманов-ская научная сессия, Апатиты, 2008; "Гранит-зеленокаменные системы архея и их поздние аналоги", Петрозаводск, 2009; "Комплексные геолого-геофизические модели древних щитов", Апатиты, 2009; "Craton Formation and Destruction with special emphasis on BRICS cratons", Йоханнесбург, 2012).
Объем и структура работы. Диссертация объемом 145 страниц состоит из введения, трех глав, заключения, списка литературы из 246 наименований, содержит 57 рисунков, 4 таблицы и 3 приложения.
Кольский составной террейн
Комплекс основания (фундамент кольского докембрия) сложен преимущественно так называемыми "серыми гнейсами" тоналит-трондьемит-гранодиорито-вого состава (гранитогнейсами). На породах фундамента залегают породы кольско-беломорского нестратифицированного комп лекса (прежде всего, это высокоглиноземистые кольские и чупинские парагнейсы), которые условно начинают супра-крустальный разрез кольского докембрия. В отличие от этих пород, супракрусталь-ные толщи стратифицированного комплекса архея часто сложены породами, сохранность первичных черт которых позволяет восстановить их стратиграфический разрез. В палеопротерозойское время происходило накопление мощных вулканогенно-осадочных толщ в континентальных рифтах (Радченко и др., 1994; Mitro-fanov et al., 1995) и в зонах субдукции, причем в последних формировались и тона-лит-трондьемит-гранодиоритовые породы (Балаганский, Глебовицкий, 2005; Бала-ганский и др., 2006б; Daly et al., 2001, 2006).
Наиболее типичными и нтрузивными образованиями являются гранитоиды, состав которых очень разнообразен. Изотопные данные показывают, что возраст самых древних из них не превышает 2,9 млрд лет (Козлов и др., 2006; Слабунов и др., 2006; Balashov et al., 1992; Timmerman, Daly, 1995), и многие из них были включены в состав комплекса основания. Остальные были образованы в период 2,80– 2,65 млрд лет (Баянова, 2004; Слабунов и др., 2006; Balashov et al., 1992).
Для палеопротер озоя характерен как основной, так и ультраосновной магматизм, сменившийся затем гранитоидным (Эндогенные..., 1991; Ранний..., 2005). Наиболее характерными являются основные расслоенные интрузии, становление которых происходило в период 2,53–2,45 млрд лет (Баянова, 2004; Грошев и др., 2009; Balashov et al., 1993; Amelin et al., 1995). В северной Карелии возраст основ 12 ных расслоенных интрузий составляет 2,44 млрд лет (Amelin et al., 1995). Аналогичный или близки возраст имеют массивы габброанортозитов (2,43–2,52 млрд лет; Митрофанов и др., 1993; Кудряшов и др., 1999; Каулина, Богданова, 2000), а также менее крупные, но многочисленные интрузии друзитов (лерцолит– габброноритов) Беломорья (Кудряшов и др., 1999; Каулина, Богданова, 2000). Присутствуют и более молодые габброанортозиты (1,9–2,0 млрд лет, мас-сивы Вулвара и Яврозерский; Каулина, 1999; Нерович, 1999).
Среди проявлений палеопротерозойского кислого магматизма можно выделить умбинские гранитоиды. Ранняя группа этих пород (эндербиты) возникла в субдукционных условиях и имеет возраст 1,94 млрд лет, последующая группа (чарнокиты) образовалась в условиях коллизии 1,91 млрд лет назад, и последняя группа (порфировые граниты) интерпретируется как пост-коллизионная с возрастом 1,90 млрд лет (Балаганский, Глебовицкий, 2005). Аналоги эндербитов и чар-нокитов в Лапландском гранулитовом поясе образовались 1,92 млрд лет назад (Бибикова и др., 1993). Лицко-Арагубский и Юовоайвский гранитные комплексы являются посторогенными и имеют возраст 1,76–1,77 млрд лет (Ветрин и др., 2002).
По В.В. Белоусову (1975), геотектоническое районирование заключается в выделении структурных комплексов, имеющих общие структурные черты, выделенные на основе изучения пространственного расположения структурных форм и их истории. Более четкое определение дано в Геологическом словаре (1978): тектоническое районирование – это "выделени е естественных участков земной коры или тектоносфер ы на основе их историко-геологического развития, морфологических особенностей и комплексного геолого-геофизического и геохимического изучения (с. 305)". При этом важно, чтобы не было ни перекрытия друг с другом тектонических единиц, взятых в качестве основы для районирования, ни пустых мест в пределах картируемого пространства (Косыгин, 1974). Реконструкция геологического развития любого участка земной коры зависит от геотектонической модели, в рамках которой это развитие реконструируется. Тем не менее, основные тектонические структуры Кольского региона очень схожи у авторов, придерживающихся разных геотектонических концепций, и они, в большинстве случаев, легко читаются на геологической карте. Им лишь придается разное геотектоническое значение, при этом нередко дается новое название.
Изначально тектоническое районирование Кольского региона базировалось на концепции геосинклиналей (см. Геология СССР, 1958). Согласно этой концепции, в литосфере преобладают вертикальные движения, интенсивные погружения и поднятия, которые и вызывают подчиненные им горизонтальные движения, приводящие к складчато-надвиговым деформациям (Геологический…, 2010). Наиболее детальное расчленение Кольского региона на складчатые и блоково-складчатые системы, зоны и подзоны в рамках концепции геосинклиналей было дано в работах (Загородный, Радченко, 1983; Радченко и др., 1992).
Одним из важнейших аспектов тектонического районирования является корреляция стратиграфических разрезов тектонических единиц разного порядка, нередко находящихся друг от друга на большом расстоянии. Именно этот аспект и был определяющим в указанных выше работах. Редкие в то время изотопные датировки и не всегда корректная их интерпретация приводили к необходимости оценки возраста пород по их составу, степени метаморфизма и деформации, а также положения в структурных разрезах с приданием им стратиграфического смысла и составлением единой стратиграфической шкалы для всего региона. С позиций современных знаний, из-за глубокого метаморфизма и значительных деформаций многих комплексов кольского докембрия это весьма затруднительно.
Террейны ядра Лапландско -Кольского орогена Лапландский и Умбинский гранулитовые террейны Террейн Инари
Кейвская структура, расположенная в центральной части Кольского полуострова (рис. 2), по особенностям геологического строения сильно отличается от смежных тектонических структур и не имеет аналогов на Балтийском щите. Эти особенности включают широкое развитие уникальных высокоглиноземистых, часто гигантозернистых кианитовых, гранатовых и ставролитовых парасланцев свиты кейв (Бельков, 1963), щелочных гранитов с эгирином и арфведсонитом (Батиева, 1976) и габброанортозитов (Юдин, 1980; Шарков, 1984) неоархейского возраста (Баянова, 2004), а также мощных толщ архейских кислых метавулканитов (Мирская, 1971).
На Кейвский террейн с севера по Северо-Кейвской зоне разломов взброшен Мурманский террейн (Кратц и др., 1978; Минц, 2010), с юга на него надвинуты породы палеопротерозойского рифта Имандра-Варзуга (Геологическая..., 1996), с востока он граничит с гранитогнейсами Сосновского террейна (Пурначский выступ; Белолипецкий и др., 1980), а с запада отделен от Кольско-Норвежского тер-рейна Харловским разломом (Козлов, 1979; Пожиленко и др., 2002). Кейвский тер-рейн выделяется крупными положительной магнитной и отрицательной гравитационной аномалиями, контуры которых в целом отвечают его границам (Цирульни-кова, Сокол, 1968; Литвиненко и др., 1968; Шаров, 1993). Повышенный фон магнитного поля террейна связывают либо с метасоматозом, вызванным щелочными гранитами (Цирульникова и др., 1968), либо с высоким содержанием магнетита в вулканогенно-осадочных породах (Мирская, 1974). Отрицательная гравитационная аномалия объясняется как гранитизацией и щелочным метасоматозом пород (Ци-рульникова и др., 1968), так и преобладанием вулканитов кислого состава (Мирская, 1974). По сейсмическим данным, для Кейвского террейна установлена аномально малая мощность земной коры (30–32 км, Литвиненко и др., 1968).
Комплекс основа ния На юго-западе Кейвского террейна на дневную поверхность в пределах овала 1 – рифтогенные породы пояса Имандра-Варзуга, 1,85–2,5 млрд лет; 2 – парагнейсы и мета-базальты Серповидной структуры, 2.1–2.3 млрд лет; 3 – парасланцы кейвского комплекса (AR–PR?); 4 – кислые метавулканиты, 2,68 млрд лет; 5 – зеленокаменные породы, 2,8–2,9 млрд лет; 6 – гранитоиды и супракрустальные образования архея нерасчленённые. 7 – субщелочные граниты (AR); 8 – щелочные граниты, 2,67 млрд лет; 9 – габброанортозиты, 2,67 млрд лет; 10 – эндербиты, диориты, монцодиориты, гранодиориты, 2,68–2,75 млрд лет; 11 – гранодиориты, тоналиты, плагиограниты, эндербиты, 2,7–2,8 млрд. лет; 12 – биотито-вые гнейсы, мигматиты, тоналит-трондьемит-гранодиоритовые гранитогнейсы, амфиболиты (AR). 13 – разломы. 14 – надвиги. 15 – структурные линии.
размером примерно 8525 км (Верхне-Понойский блок; Белолипецкий и др., 1980; Радченко и др., 1992) выходят породы, относимые к комплексу основания и представленные биотитовыми, амфиболовыми и амфибол-биотитовыми гнейсами с пачками амфиболитов. Породы комплекса основания на небольших участках также обнажаются на востоке и западе террейна (Геологическая…, 1996).
Супракрусталь ные образова ни я Стратиграфический разрез Кейвского террейна долгое время считался самым полным и однозначно интерпретируемым разрезом и принимался в качестве опро-рного для сводной стратиграфической схемы кольского докембрия (Мирская, 1979; Радченко и др., 1994). Тем не менее, существует большое количество стратиграфических схем, в которых одни и те же реально существующие геологические тела объединяются в различные свиты, серии и толщи. Считается, что каждое из стратиграфических подразделений кейвского разреза фиксирует самостоятельный этап развития бассейна осадконакопления и отделено от подстилающих образований перерывами, соответствующими палеогеографической и палеотектонической перестройке (Негруца, 1984). В работах последних лет указывается на то, что разрез Кейв может являться тектоностратиграфическим (Минц и др., 1996; Минц, 2010; Балаганский и др., 2011; Бушмин и др., 2011б; Мудрук и др., 2013).
Коловайская и кинемур ская толщи. Супракрустальные породы, относимые к этим двум толщам (Радченко и др., 1994), залегают на комплексе основания с тектоническим несогласием (Мирская, 1972). Коловайская толща сложена амфибол-биотитовыми, биотитовыми и двуслюдяными гнейсами, плагиосланцами с линзами конгломератовых пород и конгломератами (Белолипецкий и др., 1980). Эти породы по своему химическому составу интерпретируются как полимиктовые песчаники и туффиты кислого состава (Предовский и др., 1987) и обнажаются вдоль северо-восточной границы Кейвского террейна и между цагинскими габброанортозитами и расположенными севернее породами фундамента. Кинемурская толща сложена биотитовыми и двуслюдяными гнейсами (обычно с гранатом) и плагиосланцами и развита к востоку от Верхне-Понойского блока.
Патчервтундровская толща. Породы коловайской и кинемурской свит трансгрессивно перекрываются образованиями свиты патчерва (она же пат-червтундровская свита; Радченко и др., 1994) и коррелируемой с ней устьюгонь-ской толщи (Белолипецкий и др., 1980). Они представлены амфиболитами (метаба-зальтами), кислыми метавулканитами и согласно перекрывающими их плагиослан-цами, которые по составу отвечают железистым андезибазальтам и андезитам.
Лебяжинская толща залегает выше по разрезу и включает биотитовые и му-сковитовые гнейсы, часто с гранатом, за которыми в литературе закрепилось название "лебяжинские гнейсы".
Серповидная колчановидная складка
Надежная информация о кровле–подошве пластов была получена только для пород магнетитсодержащей гнейсосланцевой толщи палеопротерозойского ядра. В породах этой толщи на северном, почти недеформированном крыле наблюдались косая, градационная и параллельная слоистость (рис. 26А), а также следы поверхностей размывов (рис. 26Б). Эти слоистые текстуры, по которым можно определить положение кровли и подошвы пласта, были установлены всего лишь в семи обнажениях. Оказалось, что во всех семи точках первично осадочные текстуры указывают на нормальное залегание пород гнейсосланцевой толщи на северном крыле.
В гранат-двуслюдяных парагнейсах наблюдалась градационная слоистость, обусловленная ритмичным чередованием прослоев с плавными переходами от ме-ланократовых разностей в приподошвенной части до лейкократовых в прикровель-ной (рис. 27А). Обычно светлоокрашенными являются приподошвенные части ритмов, обогащенные кварцем, а темноокрашенными – прикровельные части, обедненные кварцом и обогащенные глинистыми минералами. В данном случае приподош-венные части действительно содержат больше кварца, чем прикровельные (до 80% и до 50%, соответственно). Однако прикровельные части обогащены мусковитом (до 30%), что и придает им необычную более светлую окраску.
Мощность ритмов колеблется от 2 до 10 см. Лейкократовые прослои отличаются повышенным содержанием граната (до 15%) и мусковита (до 30%) и пониженным содержанием кварца (до 50%) и биотита (до 5%). Для меланократовых же прослоев характерно обратное – пониженное содержание граната (до 5%) и мусковита (до 5%) и повышенное содержание кварца (до 80%) и биотита (до 10%). Такие минералы как магнетит и хлорит слагают не более 1% породы. Размер зерен, особенно граната, увеличивается от меланократового основания ритма к лейкократо-вой верхней его части. Еще раз подчеркнем, что внутри каждого ритма переход от меланократовой части к лейкократовой плавный, тогда как границы ритмов, фиксирующие его кровлю и подошву – резкие. Для ритмов в метаморфических породах Косая и параллельная слоистость и поверхность размыва (пунктир) в магнети-товом кварцитогнейсе (фото ориентипрованного образца, поверхность образца полого падает на юг, а слоистые текстуры круто падают на север). (Б) Поверхности размыва (пунктир) в гранатовых двуслюдяных парагнейсах с параллельной слоистостью и элементами ритмичной слоистости (фото обнажения, план, слоистые текстуры круто падают на север). характерно расположение граната (или его повышенная концентрация) в кровле ритма в совокупности с увеличением размеров новообразованных мафических и глиноземистых минералов от подошвы к кровле (Заика-Новацкий, Казаков, 1989). На основании того, что закономерное изменение минерального состава от подошвы ритма и кровле происходит в северном направлении, делается вывод о том, что гранат-двуслюдяные парагнейсы гнейсосланцевой толщи на северном крыле Серповидной структуры залегают нормально.
Слои осадочных пород, обладающие ритмичной градационной слоистостью, обычно характеризуются постепенным уменьшением величины зернистости кластогенного материала– от грубозернистого в приподошвенной части ритма к тонкозернистому в прикровельной части (Ботвинкина, 1962). При этом от подошвы ритма к его кровле происходит увеличение содержания глинистых минералов, что отражает увеличение степени выветрелости исходного кластогенного материала. Поэтому с целью подтверждения вывода о нормальном залегании этих парагнейсов были проведены петрохимические исследования. Главная задача этих исследований заключалась только в установлении тенденции изменения степени выветрело-сти исходного кластогенного материала в ритмичнослоистых гранат-двуслюдяных парагнейсах от подошвы к кровле. Установление осадочных протолитов этих гнейсов и условий их образования требует получения значительно большего объема пе-трохимичесикх данных и выходит за рамки диссертационной работы.
В образце гранат-двуслюдяного ритмичнослоистого парагнейса размером 32112,5 см, были выделены четыре полных ритма, а также два неполных ритма (рис. 27А). Образец был распилен на 21 пластинку параллельно слоистости, при этом распилы делались по границам ритмов. Затем был определен химический состав парагнейса, слагающего каждую пластинку (прил. 1). В итоге были установлены характер изменения химического состава парагнейсов внутри ритмов и типы исходных для парагнейсов осадочных пород в приподошвенной и прикровельной частях ритмов, которые были определены таковыми согласно приведенным выше структурнотекстурным признакам.
Характер изменения химического состава парагнейсов внутри ритма был оценен по степени выветрелости исходного кластогенного материала. Для этого были использованы три индекса выветривания – химический индекс изменения CIA (Nesbitt, Young, 1982), химический индекс выветривания CIW (Harnois, 1988) и индекс изменения плагиоклаза PIA (Fedo et al., 1995). Для их расчёта использовались следующие молекулярные отношения:
Структурная позиция золотометальной минерализации
Лапландско-Кольского коллизионного орогена альпинотипной тектоники (Мудрук и др., 2013). Здесь нужно напомнить, что образование гельветских покровов долгое время объяснялось гравитационным оползанием слабо консолидированных толщ со склона растущего Альпийского коллизионного орогена (Белостоцкий, 1977). Однако в 1980-х гг. для этих покровов были получены данные о геометрии складок, значительном увеличении деформации от верха покрова к его подошве и ориентировке эллипсоида конечной деформации (Ramsay, 1981; Dietrich, Casey, 1989). В ансамбле гельветских покровов был выявлен температурный градиент: пластические деформации в подошве ансамбля протекали при температуре 380 С, а в верхней части ансамбля – 180 С (Dietrich, Casey, 1989; Herwegh, Pfiffner, 2005). Все это привело к тому, что в настоящее время гельветские покровы рассматриваются как компоненты крупной и сложнопостроенной шарьяжной пластины (Dietrich, Casey, 1989; Herwegh, Pfiffner, 2005; Pfiffner, 2005). Эта пластина ограничена надвигами Гларус и Сантис и сложена породами, выдавленными из корневой зоны и перемещенными к северу на расстояние первые десятки километров (рис. 56В).
Серповидная структура имеет несколько принципиально сходных черт строения с гельветскими покровами. Распределение величин деформации относительно осевых поверхностей складчатых структур является таким же, что и внутри гель-ветских покровов (породы верхних крыльев не деформированы или деформированы слабо, а нижних – несут следы значительных деформаций и сильно раздавлены; рис. 56Б). Во фронтальных частях гельветских покровов антиклинальные складки, как и Серповидная колчановидная складка, становятся ныряющими (сравните рис. 56А с 56Б, В). Все это позволяет заключить, что палеопротерозойское ядро Серповидной структуры (ныряющей антиклинали) является фрагментом почти полностью эродированного глубинного тектонического покрова гельветского типа. Во время лапландско-кольской коллизии (1,97–1,92 млрд лет) этот покров был выдвинут к северу из палеопротерозойского рифта Имандра-Варзуга, расположенного в 50 км к югу от района исследований.
Более того, как и в гельветских покровах, в юго-западной части Кейвского террейна (Верхне-Понойский блок), на глубине залегает недеформированный во время покровообразования гранитный фундамент (Балаганский и др., 2011; рис. 56А). В Альпах сложнопостроенная шарьяжная пластина, содержащая гель-ветские покровы, перекрывает субальпийскую молассу и северо-гельветский флиш, которые, как и породы покровов, отсутствуют в корневой зоне. Такое же положение в Кейвском террейне могут занимать толща архейских лебяжинских гнейсов со щелочными гранитами и залегающая на них кейвская толща. Учитывая очень большие размеры Серповидной колчановидной складки (12,61,6 км по осям y и z) и масштаб перемещения, можно предполагать, что весь северо-восточный форланд Лапландско-Кольского коллизионного орогена был вовлечен в эту тектоническую переработку. Тогда отсутствие в Кольско-Норвежском террейне признаков существенных палеопротерозойских деформаций указывает на то, что этот тер-рейн занимает такую же тектоническую позицию, что и почти недеформированный в палеопротерозое гранитогнейсовый фундамент Кейвского террейна. Отсюда вытекает вывод о том, что альпинотипная тектоника проявилась во всем северо-восточном форланде, при этом Кольско-Норвежский террейн в целом представляет собой недеформированный фундамент, а Кейвский террейн – занимающую более высокий структурный уровень сорванную среднюю и верхнюю кору. Всё сказанное подчеркивает принципиальное сходство коллизионных орогенов палеопротерозоя и фанерозоя.
В палеопротерозойских островодужных образованиях Стрельнинского тер-рейна (серговская толща), который входит в состав орогенного ядра, также были выявлены надвиговые движения, причем как в северо-восточном, так и в юго-западном направлении. Надвиги к северу имели здесь, как и в Кейвском террейне, региональный характер (Беляев, 1980; Федоров и др., 1980). Изотопные данные, имеющиеся в литературе и полученные в результате проведенных исследований, надежно указывают на протекание надвигообразования в период главной коллизии 1,96–1,92 млрд лет назад. При этом принципиальным отличием Стрельнинского террейна от Кейвского является проявление здесь транспрессивных движений, то есть движений параллельно или под углом к простиранию Лапландско-Кольского коллизионного орогена, имевших место 1,92–1,90 млрд лет назад. Движения, (суб)параллельные простиранию главных коллизионных структур, характерны и для фанерозойских орогенов (Coney et al., 1980; Shah et al., 2012). Особо следует подчеркнуть, что полученный возраст дайки кварцевого метадиорита (1916 ± 10 млн лет) накладывает строгие возрастные ограничения на период перехода от главной коллизии к последующим этапам, время которого разными исследователями видится по-разному (см. раздел 1.3).
Данные факты наиболее полно объясняются принципиальным сходством па-леопротерозойского Лапландско-Кольского коллизионного орогена с фанерозой-скими орогенами. Зарождение и развитие последних, среди которых, прежде всего, надо назвать именно Альпийский коллизионный ороген, сейчас удовлетворительно интерпретируются с позиций тектоники литосферных плит (Pfiffner, 2005; Gee, Ste-phenson, 2006). Классические фанерозойские коллизионные орогены имеют в разрезе веерообразную форму (рис. 57). Центральная часть орогена отвечает сутурной зоне между жесткими в целом нижними уровнями земной коры двух столкнувшихся континентальных блоков (или орогенному ядру в более широком контексте). При этом надвиговые пояса, которые обрамляют сутурную зону и характеризуются движениями, направленными в разные стороны от нее, представляют собой сорванные верхние уровни земной коры этих же блоков. Отмечается, что докембрийские орогены имеют такое же строение, но сохраняются лишь на более глубоких эрозионных уровнях (van der Plujim, Marshak, 2004). В надвиги в докембрийских ороге-нах вовлечены более глубинные уровни коры.
