Структурные признаки хрупко-пластического перехода при эксгумации пород фундамента юго-западного Форланда палеопротерозойского Лапландско-Кольского коллизионного орогена (Беломорская провинция, участок плотина Лягкомина): аналоговое моделирование этапов деформации пород

Обложка

Цитировать

Полный текст

Аннотация

Исследована поздне-палеопротерозойская структурная эволюция архейских полиметаморфических комплексов пород на участке Плотина Лягкомина, расположенном в центральной части Беломорской провинции. Выделены четыре этапа деформаций с применением методов геолого-структурного картирования и геометрического анализа. В условиях регрессивного метаморфизма от гранулитовой до амфиболитовой фации в течение этих этапов пластические деформации пород постепенно сменялись преимуществено хрупкими. Показано, что изученная палеопротерозойская структурная эволюция связана с эксгумацией фрагмента континентальной коры Беломорской провинции при формировании Лапландско-Кольского коллизионного орогена.

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

Образование Лапландско-Кольского коллизионного орогена связано с взаимодействием Карельского и Мурманского микроконтинентов и произошло 2.0–1.85 млрд лет назад [15]. Процессы тектонической эволюции его корневых частей в ходе позднепалеопротерозойской коллизии зафиксированы в породах Беломорской провинции, являющейся фундаментом юго-западного форланда Лапландско-Кольского коллизионного орогена (рис. 1, а).

 

Рис. 1. Схема районирования (а) восточной части Фенноскандинавского щита и (б) схема тектонического строения района Ковдозеро‒Серяк центральной части Беломорской провинции (по данным [7], с изменениями и дополнениями).
1 – фанерозой и неопротерозой; 2 – палеопротерозойская ювенильная кора; 3 – палеопротерозойская и архейская ювенильная кора; 4 – рифтогенные толщи раннего палеопротерозоя (в пределах ЛКО); 5 – архейская ювенильная кора; 6–7 – архейская кора, переработанная в позднем палеопротерозое: 6 – в Кольской провинции (северо-восточный форланд), 7 – в Беломорской провинции (юго-западный форланд); 8 – тектонические и геологические границы; 9 – внешние границы Лапландско-Кольского орогена (ЛКО); 10 – положение района исследования в центральной части Беломорского пояса; 11 – тектонические пластины и будины метабазитов раннего палеопротерозоя; 12–14 – архей: 12 – амфиболиты и ортогнейсы с единичными пластинами парагнейсов Хетоламбинского покрова, 13 – парагнейсы Чупинского покрова, 14 – гранитогнейсы; 15 – структурные линии; 16 – покровы этапа DMn+1: а ‒ главные, б – второстепенные; 17 – крутопадающие разрывы этапа DMn+3; 18 – положение участка Плотина Лягкомина

 

Беломорская провинция сложена архейскими полиметаморфическими комплексами, прорванными многочисленными раннепалеопротерозойскими ультрабизит-базитовыми интрузиями, совместно тектонически переработанными и метаморфизованными в позднем палеопротерозое [20]. Современная структура Беломорской провинции эродирована до нижнекоровых уровней, что позволяет исследовать особенности проявления палеотектонических процессов на глубинах более 20 км.

Позднепалеопротерозойская эволюция Беломорской провинции установлена во временном интервале от ~1.95 до ~1.85 млрд лет. Начало формирования позднепалеопротерозойской структуры Беломорской провинции определяется возрастом раннего метаморфизма раннепалеопротерозойских базитов [8], завершение ее формирования – возрастом образования пегматитов [9].

В ходе эволюции было установлено несколько этапов структурно-вещественных преобразований [1, 2]. Преобразования начального этапа отвечают прогрессивному метаморфизму в условиях, близких к статичным, с параметрами до эклогитовой/высокобарной гранулитовой фации [3]. Последующая переработка происходила в динамических условиях при регрессивном метаморфизме от гранулитовой до амфиболитовой фации (на данном уровне эрозионного среза).

Целью настоящей статьи является изучение эволюции структурно-вещественных преобразований пород при их выведении с нижнекоровых уровней при регрессивном метаморфизме, что позволяет исследовать тектонические процессы и выявить особенности режима эксгумации пород.

Для этой цели нами был выбран участок Плотина Лягкомина, находящийся в центральной части Беломорской провинции, являющейся юго-западным форландом палеопротерозойского Лапландского-Кольского коллизионного орогена. Исследование проводилось с использованием стандартных методов детального геолого-структурного картирования и геометрического анализа и данных по термобарометрии, изотопной геохронологии и термохронологии.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Участок Плотина Лягкомина расположен в 8 км к юго-западу от поселка Зеленоборский (Мурманская область) в сухом устье реки Ковда, перегороженной плотиной. Район имеет немного выходов пород на дневную поверхность, поэтому 100% обнаженность в сливе плотины и хорошая сохранность пород, несмотря на небольшие размеры участка (около 100 × 100 м), дают возможность сделать детальные структурные исследования, имеющие значение для понимания строения этой части Беломорской провинции. Мы проводили эти исследования в экспедициях ИГЕМ РАН (г. Москва, Россия) в 2019 и 2022 годах.

Беломорская провинция имеет покровное строение (см. рис. 1, б). Первоначально предполагалось, что покровы имеют архейский возраст [5]. Позднее было установлено, что в покровообразовании участвуют базитовые интрузии раннего палеопротерозоя (2.45–2.1 млрд лет) [2], что дало основание отнести покровы к позднепалеопротерозойскому тектогенезу, связанному с формированием Лапландско-Кольского коллизионного орогена [15]. Из более поздних деформаций значение для мелкомасштабного картирования имеют только разрывы и складки северо-западного простирания.

Участок Плотина Лягкомина расположен на тектонической границе, разделяющей Чупинский и Хетоламбинский покровы [6] (рис. 2).

 

Рис. 2. Геолого-структурная карта (а) участка Плотина Лягкомина и (б) разрез к карте.
1 – дайка девонских щелочно-ультраосновных пород; 2–4 – поздний палеопротерозой: 2 – пегматитовые жилы, 3 – кварцевые жилы, 4 – порфирокластическая микроклинизация; 5–9 – архей: 5 – амфиболовые гнейсы, 6 – мигматизированные амфиболовые гнейсы с будинами амфиболитов и диопсид-клиноцоизитовых пород, 7 – двуслюдяные плагиоклаз-микроклиновые гнейсы (металейкограниты), 8 – преимущественно кианит-гранат-биотитовые парагнейсы с будинами гранатовых амфиболитов, 9 – биотитовые, гранат-биотитовые и гранат-кианит-биотитовые парагнейсы; 10 – тектонические границы DMn+1; 11–13 – разрывы этапов: 11 – DMn+2, 12 – DMn+3, 13 – DMn+4; 14–15 – плоскостные элементы (сланцеватость): 14 – проникающая (S1), 15 – зачаточная (S2); 16–17 – линейные элементы: 16 – шарниры складок F1, 17: а – шарниры складок F2, б – линейность L2; 18–19 – следы осевых плоскостей складок: 18 – F2: а ‒ антиформ, б – синформ, 19 – F4: а ‒ антиформ, б – синформ; 20 – линия разреза

 

Чупинский покров сложен преимущественно парагнейсами, Хетоламбинский покров сложен амфиболитами с подчиненным количеством ортогнейсов (см. рис. 1, б). Эти названия были даны по названиям архейских свит и в настоящее время являются устаревшими. Среди пород в Хетоламбинском покрове присутствуют многочисленные тектонические пластины парагнейсов, которые отнести к Чупинскому покрову не удается, при этом тектонические пластины ортогнейсов и амфиболитов присутствуют и в составе Чупинского покрова.

В пределах участка Плотина Лягкомина выделяется несколько тектонических пластин второго и третьего порядка, образованных архейскими полиметаморфическими породами разного состава. В современной структуре они тектонически перемешаны.

Среди пород нами выделены следующие породы, слагающие тонкие тектонические пластины – это мигматизированные:

  • полосчатые амфиболовые гнейсы;
  • амфиболовые гнейсы с будинами амфиболитов и диопсид-клиноцоизитовых пород;
  • биотитовые и кианит-гранат-биотитовые парагнейсы с будинами амфиболитов;
  • тонкополосчатые биотитовые и кианит-гранат-биотитовые парагнейсы;
  • двуслюдяные плагиоклаз-микроклиновые и микроклиновые гнейсы (огнейсованные лейкограниты).

Архейские комплексы прорваны девонской дайкой неметаморфизованных порфировых пироксеновых базальтов. Дайка при вертикальном залегании имеет северо-восточное простирание и мощность от 0.5 до 1.5 м.

Данные анализа образцов зерен цирконов, отобранных из парагнейсов и будин амфиболитов, показали, что парагнейсы были неоднократно метаморфизованы в неоархее (в интервале 2.8–2.6 млрд лет), затем – в позднем палеопротерозое во время Лапландско-Кольской орогении (~1890 млрд лет назад) [4, 11]. В процессе поздне-палеопротерозойского метаморфизма были сформированы современные парагенезисы и структура гнейсов.

Ортогнейсы

Парагенезис амфиболовых гнейсов сложен преимущественно из следующих минералов:

→ плагиоклаз + роговая обманка + кварц ± биотит ± микроклин.

Гранат в гнейсах практически отсутствует. Местами проявлена микроклинизация. Амфиболиты в будинах среди гнейсов могут содержать биотит и клинопироксен. Гранат в амфиболитах появляется как перитектический минерал при дегидратационном плавлении.

Парагнейсы

Среди парагнейсов присутствуют как метаграувакки (биотитовые гнейсы без граната и кианита), так и метапелиты, содержащие гранат и кианит. Парагнейсы представляют собой слоистые мигматиты. Кианит и гранат встречаются и в лейкосомах, но они часто приурочены к меланосомам. В кианитовых гнейсах согласно сланцеватости локально появляется многочисленный серебристый мусковит, отсутствующий в основной части гнейсов. Амфиболиты, слагающие будины среди парагнейсов, преимущественно мелкозернистые и почти немигматизированные. Гранат редко виден в образцах, но непорфиробластический гранат обнаруживается в шлифах.

В отличие от амфиболитов в амфиболовых гнейсах, в амфиболитах из парагнейсов гранат не является перитектическим. Металейкограниты сложены преимущественно микроклином и кварцем, микроклин иногда образует порфирокласты.

В лейкосомах металейкогранитов темноцветные минералы встречаются крайне редко, в них присутствует мусковит в незначительном количестве, в меланосомах темноцветные минералы представлены мусковитом с подчиненным количеством биотита. Изредка отмечается гранат в форме мелких единичных зерен, который ассоциирует с микроклином и, в соответствии с текстурными признаками, гранат возникает при дегидратационном плавлении биотита.

ЭТАПЫ ПОЗДНЕ-ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ ДЕФОРМАЦИЙ ПОРОД

В пределах участка Плотина Лягкомина нами не установлено структур и минеральных парагенезисов неоархейского возраста, что указывает на полную поздне-палеопротерозойскую переработку архейских комплексов. Наиболее высокоградные поздне-палеопротерозойские минеральные парагенезисы (Mn), отвечающие гранулитовой и эклогитовой фации, в пределах участка Плотина Лягкомина также не были нами установлены.

Минеральные парагенезисы Mn сохраняются в виде реликтов в ранне-палеопротерозойских метабазитах, которые в виде будин установлены в регионе, но отсутствуют в пределах участка Плотина Лягкомина (см. рис. 1, б).

Этап DMn+1

На этапе DMn+1 в процессе пластических деформаций, сопряженных с региональным покровообразованием, архейские комплексы были разлинзованы и в настоящее время представляют собой пакет тектонических пластин мощностью от первых метров до первых десятков метров. Пластины граничат друг с другом по сланцеватости S1.

Кроме сланцеватости, плоскостные текстуры S1 представлены мигматитовой полосчатостью. Полосчатость и сланцеватость, согласные границам пластин, имеют проникающий характер и повсеместно проявлены во всех породах. В архейских комплексах более древние текстуры не сохранились, более молодые текстуры развиты дискретно. Современные углы падения S1 варьируют от ∟0° до ∟90°, их полюса распределяются вдоль дуги большого круга стереограммы (рис. 3).

 

Рис. 3. Стереограмма структурных элементов этапов DMn+1 и DMn+2.
Нижняя полусфера: равноплощадная проекция.
1 – концентрация π S1; 2 – дуга большого круга через максимумы концентрации π S1; 3 – сланцеватость S2; 4 – вычисленная осевая плоскость складок F2; 5 – линейность L2; 6 – шарниры складок F2

 

К такому распределению привела наложенная складчатость, тогда как первоначально плоскости текстур S1 и тектонические пластины залегали субгоризонтально. В наиболее мощной части пластины мета-лейкогранитов развита порфирокластическая микроклинизация. Порфирокласты по размеру достигают первых сантиметров и приурочены к плоскостям текстур S1.

Будины основных пород в парагнейсах вытянуты согласно тектоническим границам и плоскостным текстурам S1 (рис. 4, а).

Будины ультрабазитов и метабазитов среди амфиболовых гнейсов имеют изометричную форму, облекаются сланцеватостью, в краевых частях они рассланцованы согласно S1 (см. рис. 4, б).

 

Рис. 4. Будины основных пород (а) в парагнейсах и (б) среди амфиболовых гнейсов.
На (а): на заднем плане гидротехническое сооружение слива плотины.
Обозначены (пунктир желтым) границы будин.

 

Кроме сланцеватости, структурный парагенез включает единичные мелкие асимметричные складки F1 амплитудой до 1 м и углом между крыльями ∟5–30°. Фрагменты складок, главным образом, наблюдались в кианит-гранат-биотитовых гнейсах (рис. 5, а, б).

Их шарниры полого погружаются на север‒северо-запад, осевые плоскости деформированы в ходе наложенных деформаций. Угол падения деформированных осевых плоскостей F1 меняется от ∟0° на пологих крыльях асимметричных складок F2 следующего этапа DMn+2 до ∟60° на их крутых крыльях.

 

Рис. 5. Фрагменты (а) складок F1 в парагнейсах и (б) в парагнейсах с будинами амфиболитов.

 

Редко встречающиеся складки на участке исследования и их морфологические особенности не позволили нам точно определить направление пластического течения пород, тем не менее, по вращению порфиробластов граната в парагнейсах нами установлено западное направление транспорта (в современных координатах). Деформации DMn+1 имеют региональное значение и связаны с этапом формирования глубинных покровов [2] (см. рис. 1, б).

На соседних участках (восточный берег оз. Серяк, окрестности оз. Нигрозеро) нами было установлено, что тектонический транспорт также осуществлялся в западном направлении (см. рис. 1, б). Возраст метаморфизма 1.89 млрд лет, сопряженного с DMn+1, отвечает датировке внешних кайм цирконов, P‒T параметры составляют 650°C и ≥10 Kбap [4, 11].

Этап DMn+2

В более крупные складки пакет тектонических пластин был смят на этапе DMn+2. Структурные элементы DMn+2 устанавливаются в обнажениях при полевых наблюдениях и при проведении геометрического анализа (см. рис. 3).

Нами был выделен следующий структурный парагенез.

Асимметричные наклонные складки. Складки F2 имеют амплитуду от десятков сантиметров до первых сотен метров (см. рис. 2, б).

Плоскостные текстуры S1 и будины гранатовых амфиболитов, расположенные согласно сланцеватости, сминаются в складки (рис. 6, а, б).

Угол между крыльями складок составляет ∟30–90°. Осевые плоскости складок под углами ∟10–50° наклонены на юго-запад. Шарниры складок F2 под углами от ∟0° до ∟45° погружаются на северо-запад – север‒север-запад. Шарниры складок F2 по ориентировке близки шарнирам складок F1.

Полюса плоскостей S1 образуют на дуге большого круга стереограммы два максимума концентрации, фиксирующие положение крутого крыла и пологого крыла складки F2 (см. рис. 3).

Вычисленная по этим максимумам усредненная осевая плоскость F2 падает на северо-восток по азимуту 21° и под углом ∟≤41°, что соответствует нашим наблюдениям в обнажениях и основанным на наблюдениях геологическим построениям (см. рис. 2, б).

Породы, в зависимости от их реологии, сминаются как пластичные или хрупко-пластичные тела (см. рис. 6).

 

Рис. 6. Фрагменты (а) складок F2 в парагнейсах и (б) в парагнейсах с будинами амфиболитов.

 

Тонкополосчатые парагнейсы сминаются как пластичные породы. При деформации чередующихся пластообразных тел металейкогранитов и тонкополосчатых парагнейсов, имеющих разные реологические свойства, образуются дисгармоничные складки.

При этом в замках складок F2 формируются полости отслоения, заполненные седловидными кварцевыми жилами с сульфидной минерализацией (рис. 7, а).

Линейность. Линейность L2, параллельная шарнирам складок F2, отмечена только в парагнейсах, где она представлена кварц-полевошпатовыми агрегатами, образованными при деформации лейкосом этапа DMn+1 (см. рис. 7, б).

 

Рис. 7. (а) Седловидная кварцевая жила (Q) в замке складки F2 на контакте парагнейсов и металейкогранитов; (б) линейность L2 и мелкая гофрировка F2 на поверхностях S1 в кианит-гранат-биотитовых парагнейсах.
Обозначено (арабские цифры в кружочках): 1 – парагнейсы; 2 – металейкограниты.

 

Плоскостные текстуры. Плоскостные текстуры S2 проявлены дискретно. Степень и характер их развития, как и в случае формирования складок F2, зависит от состава и реологии среды. В наиболее пластичных породах чаще всего они не образуются. Иногда представляют собой зачаточную сланцеватость, подчеркнутую скоплениями перекристаллизованного биотита в гнейсах (рис. 8, а, б).

В металейкогранитах с ранними микроклинсодержащими лейкосомами и порфирокластической микроклинизацией отмечается частичное перераспределение микроклина вдоль поверхностей S2, параллельных осевым плоскостям складок F2.

 

Рис. 8. Зачаточная сланцеватость S2 в (а) мигматизированных амфиболсодержащих гнейсах и (б) в тонкополосчатых парагнейсах.
В складки F2 смята мигматитовая полосчатость S1, выраженная в чередовании лейкосом и меланосом.

 

Разрывы. На крыльях складок установлены осепродольные срывы, приуроченные к границам реологически контрастных пород и залеченные маломощными кварцевыми жилами. Нами установлена их взбросовая кинематика и амплитуда от первых метров до первых десятков метров.

Совокупность элементов структурного парагенеза и асимметричный рисунок складок позволили определить направление тектонического транспорта при реализации деформаций этапа DMn+2, которые происходили в западном направлении (в современных координатах). При этом амплитуда перемещений была незначительной и не отразилась в региональной структуре.

Возраст деформаций DMn+2 не установлен. Метаморфизм, вероятно, соответствует ретроградному тренду, прослеженному до 530°C и 5.5 Кбар [4].

В ходе дальнейшей структурной эволюции на этапах DMn+3 и DMn+4 произошла смена субгоризонтальных перемещений на вертикальные.

Этап DMn+3

Крутопадающие сближенные разрывы и сопряженные с ними мелкие асимметричные приразломные складки F3 установленны только на северо-восточном окончании участка.

Зона разрывных нарушений, амплитуда перемещения по которой не определяется, при северо-западном простирании падает на северо-восток под углом ∟70° и имеет взбросовую кинематику со сдвиговой компонентой. Нарушения выполнены тонкими зонами милонитизации (мощностью до 2 см) и жилами аплитов.

Приразломные складки образованы плоскостными текстурами S1 (рис. 9).

Шарниры складок погружаются на северо-запад под углом ∟45–50°.

 

Рис. 9. Разрыв и приразломные складки этапа DMn+3.
Обозначено (арабские цифры в кружочках): 1 – деформированные парагнейсы; 2 – металейкограниты.
Показан разрыв (линия красным).

 

Эти элементы отвечают региональному плану, крупные структуры которого представлены складками амплитудой в несколько километров и северо-западными разрывами, деформирующими покровные структуры этапа DMn+1 (см. рис. 1, б).

К структурному парагенезу DMn+3 относятся также пегматитовые жилы, развитые в центральной части участка исследования. Пегматитовые жилы приурочены к крутопадающим кулисообразным нарушениям без смещения, которые имеют северо-восточное простирание и представляют собой трещины отрыва.

Ось сжатия, отвечающего парагенезу этапа DMn+3, имеет направление на запад‒юго-запад – восток‒северо-восток. Определение возраста деформаций не проводилось в связи со сложностью выделения минеральных ассоциаций, приуроченных к этапу DMn+3.

Метаморфизм не превышал параметров амфиболитовой фации.

Этап DMn+4

Самые поздние деформации проявлены на участке в виде открытых вертикальных малоамплитудных складок F4, которые также деформируют осевые плоскости складок F2 на востоке участка Плотина Лягкомина. Складки имеют меридиональное простирание. Угол погружения их шарниров зависит от пространственного положения деформируемых плоскостных текстур S1, которое формировалось в ходе предыдущих преобразований этапов DMn+2 и DMn+3. Со складками сопряжены трещиноватость и мелкие разрывные нарушения с зонами катаклаза и ожелезнения (рис. 10).

 

Рис. 10. Деформации этапа DMn+4.
В складки F4 смята мигматитовая полосчатость S1 в парагнейсах, выраженная в чередовании светлых лейкосом и темных меланосом.

 

Несмотря на то, что эти деформации повсеместно распространены в пределах БП, для регионального картирования они не имеют значения. Морфология и ориентировка обнаженных складок указывают на то, что деформации DMn+4 были преимущественно хрупкими и сформировались под воздействием широтного сжатия. Метаморфические измененения, сопровождавшие деформации этапа DMn+4, в пределах участка Плотина Лягкомина не были нами зафиксированы.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Приведенные данные структурно-вещественного анализа и полевые наблюдения на участке Плотина Лягкомина свидетельствуют о том, что в течение поздне-палеопротерозойской тектонической эволюции происходил постепенный переход от пластических деформаций к преимущественно хрупким (рис. 11).

 

Рис. 11. Аналоговое моделирование палеопротерозойских деформаций участка Плотина Лягкомина.

 

Пологая проникающая сланцеватость и мелкие лежачие складки этапа DMn+1, сопряженные с пластическим течением, сменились наклонными складками и локально развитыми плоскостными текстурами, связанными с хрупко-пластическими деформациями этапа DMn+2.

На этапе DMn+1 все новообразованные текстуры были развиты равномерно во всех комплексах независимо от их состава, тогда как проявление деформаций DMn+2 происходило дискретно и определялось реологией пород.

На поздних этапах деформации проявлены еще более локально. Наклонные складки сменились вертикальными складками в парагенезе с хрупкими крутопадающими разрывами на этапах DMn+3 и DMn+4.

Изменение стиля деформаций ассоциировано с постепенным уменьшением пластичности пород и регрессивными метаморфическими преобразованиями.

Если на первом этапе DMn+1 произошла полная минеральная перестройка пород и стирание следов архейской структуры, то последние этапы не привели к формированию новых минеральных парагенезисов.

Структурная эволюция укладывается в возрастной интервал ~1.89–~1.85 млрд лет, что совпадает со временем формирования Лапландско-Кольского коллизионного орогена. Особенности преобразования пород свидетельствует, что они происходили в режиме эксгумации данного фрагмента коры с уровня пластического течения до глубин реализации преимущественно хрупких деформаций. Условиям хрупко-пластического перехода соответствуют деформации этапа DMn+2.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Установлено, что поведение континентальной коры при стрессе зависит главным образом от температуры и продолжительности стресса [14].

Чем горячее континентальная кора, тем больше она подвержена пластическим деформациям. Распределение свойств по глубине зависит от тектонической обстановки, скорости деформации, толщины коры и состава слагающих ее комплексов пород.

Хрупко-пластический переход происходит в континентальной коре на глубинах [14]:

  • 10–20 км (ювенильная, “горячая” кора);
  • 20–30 км (древняя, “холодная” кора).

Таким образом, глубина хрупко-пластического перехода зависит от величины теплового потока, связанного с геодинамическим режимом.

Лапландско-Кольский ороген – это небольшой фрагмент одного из многих коллизионных поясов, сформировавшихся к рубежу 1.8 млрд лет при сборке суперконтинента Нуна (Колумбия) [18, 19, 22, 23]. Современные разобщенные части орогенов этого возраста участвуют в строении всех древних платформ. Другие фрагменты коллизионного пояса, куда ранее входил Лапландско-Кольский коллизинный ороген, установлены в Шотландии, Гренландии и Северной Америке [16, 17, 21].

Мурманский и Карельский микроконтиненты, в результате коллизии которых сформировался Лапландско-Кольский коллизинный ороген (ЛКО), также являются фрагментами, отколовшимися от более крупных континентальных блоков. Следовательно, геодинамический режим при образовании ЛКО в полной мере отвечал режиму континентальной коллизии.

Структура Беломорской провинции

Беломорская провинция представляет собой тектонически переработанные в позднем палеопротерозое средне-нижнекоровые уровни краевой части Карельского микроконтинента. Эклогитовые парагенезисы пика коллизии (1.9 млрд лет) на прогрессивной ветви метаморфизма установлены в восточной части Беломорской провинции в ранне-палеопротерозойских метабазитах.

В пределах участка Плотина Лягкомина ранне-палеопротерозойские метабазиты отсутствуют. В ходе пластических деформаций из-за перекристаллизации пород в архейских комплексах стирается не только архейская история, но и преобразования, которые происходили при прогрессивном метаморфизме. В итоге реконструируется только эволюция на регрессивной ветви метаморфизма, отвечающая режиму эксгумации.

В пределах участка Плотина Лягкомина установлено, что полиметаморфические комплексы в ходе эксгумации по мере изменения P‒T условий последовательно испытали деформации от пластических (этап DMn+1) к преимущественно хрупким (этап DMn+4). Хрупко-пластический переход был реализован на этапе DMn+2 (рис. 12).

 

Рис. 12. Схема позднепалеопротерозойской структурной эволюции в ходе эксгумации пород.

 

Е.В. Бибикова и др. [4, 11] по декомпрессионным структурам в гранатовых амфиболитах, фиксирующим быстрый спад давления, а также по ретроградному P‒T тренду в глиноземистых гнейсах считают, что деформации и метаморфизм, начиная с 1.89 млрд лет, происходили в обстановке скачкообразного подъема этого фрагмента коры при понижении давления от 10 до 5.5 Kбap и постепенного остывания при изменении температуры от 650° до 530°.

По данным термохронометрии возраст закрытия изотопной системы соответствует:

  • 1815–1876 млрд лет (по титаниту) [12, 13];
  • 1740–1810 млрд лет (по рутилу) [10, 12, 13].

Последние возрасты отвечают постколлизионному режиму, эти данные согласуются с результатами наших исследований.

Тем не менее, вычисление скорости эксгумации данного фрагмента коры Беломорской провинции от уровня реализации пластических деформаций DMn+1 на уровень хрупко-пластического перехода без датирования этапа DMn+3 пока не представляется возможным. Фундамент юго-западного форланда Лапландско-Кольского коллизионного орогена был переработан неоднородно в ходе лапландско-кольской коллизии [2]. В разных фрагментах континентальной коры Беломорской провинции одновозрастные деформации развивались неодинаково в зависимости не только от степени вовлеченности фрагмента континентальной коры в процесс глубинного покровообразования, но и от положения такого фрагмента относительно уровня хрупко-пластического перехода.

ВЫВОДЫ

  1. По результатам проведенных исследований на участке Плотина Лягкомина в полиметаморфических породах с архейским возрастом протолита авторами установлено четыре этапа позднепалеопротерозойских деформаций:
  • Этап DMn+1, на котором происходило:
    • суборизонтальное пластическое течение, связанное с глубинным покровообразованием в регионе;
    • образование проникающей сланцеватости во всех породах;
    • тектоническое разлинзование и будинирование пород с формированием пакета пластин;
    • частичное плавление с образованием послойных мигматитов и минеральная перекристаллизация пород со стиранием архейских минеральных парагенезисов.
  • Этап DMn+2, на котором происходили деформации, имеющие как пластические, так и хрупко-пластические характеристики в зависимости от реологии пород. Происходит смятие пакета пластин в наклонные асимметричные складки.
  • Этап DMn+3, на котором возникли:
    • хрупко-пластические деформации;
    • крутопадающие сдвиговзбросы;
    • приразломные складки;
    • пегматитовые жилы по трещинам отрыва.
  • Этап DMn+4, на котором возникли:
    • преимущественно хрупкие деформации;
    • малоамплитудные вертикальные складки;
    • зоны катаклаза.
  1. Эволюция структурно-вещественных преобразований пород связана с формированием Лапландско-Кольского коллизионного орогена. Переработка пород осуществлялась в режиме эксгумации исследуемого фрагмента континентальной коры от уровня пластического течения до преимущественно хрупких деформаций. Условия хрупко-пластического перехода фиксируются на этапе DMn+2.
БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы признательны П.Я. Азимову (ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург, Россия) и М.А. Сухановой (ИГГД РАН, г. Санкт-Петербург, Россия) за обсуждение материалов данной статьи. Авторы благодарят анонимных рецензентов за полезные комментарии и редактора М.Н. Шуплецову (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование.

ФИНАНСИРОВАНИЕ

Работа выполнена в рамках темы НИР ИГЕМ РАН № 121041500220-0.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы заявляют, что не имеют конфликта интересов.

×

Об авторах

И. И. Бабарина

Институт геологии рудных месторождений, минералогии, петрографии и геохимии РАН

Email: fisana@yandex.ru
Россия, д. 35, Старомонетный пер., 119017 Москва

Н. С. Серебряков

Институт геологии рудных месторождений, минералогии, петрографии и геохимии РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: fisana@yandex.ru
Россия, д. 35, Старомонетный пер., 119017 Москва

Список литературы

  1. Бабарина И.И., Сибелев О.С., Степанова А.В. Гридинская зона меланжа Беломорской эклогитовой провинции: последовательность деформаций и структурное положение роев мафических даек // Геотектоника. 2014. №4. С. 67–81. doi: 10.7868/S0016853X1404002X
  2. Бабарина И.И., Степанова А.В., Азимов П.Я., Серебряков Н.С. Неоднородность переработки фундамента в палеопротерозойском Лапландско-Кольском коллизионном орогене, Беломорская провинция Фенноскандинавского щита // Геотектоника. 2017. № 5. С. 3–19. doi: 10.7868/S0016853X17050022
  3. Березин А.В., Травин В.В., Марин Ю.Б., Скублов С.Г., Богомолов Е.С. Новые данные о возрасте (U–Pb, Sm–Nd) и Р–Т-параметрах эклогитизации даек Fe-габбро района с. Гридино (Беломорский подвижный пояс) // ДАН. 2012. Т. 444. № 6. C. 644–649.
  4. Бибикова Е.В., Шельд Т., Богданова С.В., Другова Г.М., Лобач-Жученко С.Б. Геохронология беломорид: интерпретация многостадийной геологической истории // Геохимия. 1993. № 10. С. 1393–1411.
  5. Миллер Ю.В. Позднеархейская покровная структура Беломорского подвижного пояса // Вестy. СПбГУ. Сер. 7. 1997. Вып. 3. № 21. С. 28–40.
  6. Миллер Ю.В., Милькевич Р.И. Покровно-складчатые структуры Беломорской зоны и ее соотношение с Карельской гранит-зеленокаменной областью // Геотектоника. 1995. № 6. С. 80–92.
  7. Мудрук С.В., Балаганский В.В., Горбунов И.А., Раевский А.Б. Альпинотипная тектоника в палеопротерозойском Лапландско-Кольском орогене // Геотектоника. 2013. №4. С. 13–30. doi: 10.7868/S0016853X1304005X
  8. Сальникова Е.Б., Степанова А.В., Азимов П.Я., Суханова М.А., Котов А.Б., Егорова С.В., Плоткина Ю.В., Толмачева Е.В., Кервинен А.В., Родионов Н.В., Степанов В.С. История формирования коронитовых метагабброноритов Беломорской провинции Фенноскандинавского щита: результаты U-Pb (СА-ID-TIMS) датирования циркон-бадделеитовых агрегатов // Петрология. 2022. Т. 30. № 6. С. 596–622. doi: 10.31857/S0869590322060061
  9. Скублов С.Г., Балашов Ю.А., Марин Ю.Б., Березин А.В., Мельник А.Е., Падерин А.П. U‒Pb возраст и геохимия цирконов из сальминских эклогитов (месторождение Куру-Ваара, Беломорский пояс) // ДАН. 2010. Т. 432. № 5. С. 668–675. doi: 10.1134/S1028334X10060188
  10. Скублов С.Г., Зак Т., Березин А.В., Мельник А.Е., Ризванова Н.Г. Результаты локального исследования (LA-ICP-MS) геохимии и U‒Pb возраста рутилов из пород Беломорского подвижного пояса // Геохимия. 2013. № 2. С. 180–187. doi: 10.7868/S0016752512120059
  11. Скублов С.Г., Азимов П.Я., Лиc С.-Х., Глебовицкий В.А., Мельник А.Е. Полиметаморфизм чупинской толщи Беломорского подвижного пояса (Фенноскандия) по данным изотопно-геохимического (U‒Pb, REE, O) исследования циркона // Геохимия. 2017. № 1. С. 3–16. doi: 10.7868/S0016752517010095
  12. Bibikova E.V., Slabunov A.I., Bogdanova S.V., Sheld T., Stepanov V.S., Borisova E.Yu. Early magmatism of the Belomorian mobile belt, Baltic shield: lateral zoning and isotopic age // Petrology. 1999. Vol. 7. No. 2. P. 123–146.
  13. Bibikova E., Skiöld Т., Bogdanova S., Gorbatschev R., Slabunov A. Titanite-rutile thermochronometry across the boundary between the Archaean Craton in Karelia and the Belomorian Mobile Belt, eastern Baltic Shield // Precambrian Research. 2001. Vol. 105. P. 315–330. doi: 10.1016/S0301-9268(00)00117-0
  14. Condie K.C. Earth as An Evolving Planetary System. – Elsevier Acad. Press: London. UK. 2005, 447 p. doi: 10.1017/S0016756806282050
  15. Daly J.S., Balagansky V.V., Timmerman M.J., Whitehouse M.J. The Lapland–Kola orogen: Palaeoproterozoic collision and accretion of the northern Fennoscandian lithosphere // Europ. Lithosph. Dynam. Geol. Soc. London, Memoirs. 2006. Vol. 32. No. 1. P. 579–598. doi: 10.1144/GSL.MEM.2006.032.01.35
  16. Friend C.R.L., Kinny P. A reappraisal of the Lewisian Gneiss Complex: Geochronological evidence for its tectonic assembly from disparate terranes in the Proterozoic // Contrib. Miner. Petrol. 2001. Vol. 142. P. 198–218. doi: 10.1007/s004100100283
  17. Hoffman P.F. Precambrian geology and tectonic history of North America. – In: The Geology of North America – An Overview. – Ed.by A.W. Bally, A.R. Palmer, (Boulder. Colorado. USA. GSA. 1989). P. 447–512. doi: 10.1130/DNAG-GNA-A.447
  18. Hou G., Santosh M., Qian X., Lister G.S., Li J. Configuration of the Late Paleoproterozoic supercontinent Columbia: insights from radiating mafic dyke swarms // Gondwana Research. 2008. Vol. 14. P. 395–409. doi: 10.1016/j.gr.2008.01.010
  19. Rogers J.J.W., Santosh M. Configuration of Columbia, a Mesoproterozoic supercontinent // Gondwana Research. 2002. Vol. 5. P. 5–22. doi: 10.1016/S1342-937X(05)70883-2
  20. Stepanova A.V., Stepanov V.S., Larionov A.N., Salnikova E.B., Samsonov A.V., Azimov P., Egorova S.V., Babarina I.I., Larionova Y.O., Sukhanova M.A., Kervinen A.V., Maksimov O.A. Relicts of Paleoproterozoic LIPs in the Belomorian Province, eastern Fennoscandian Shield: Barcode reconstruction for a deeply eroded collisional orogeny – In: Large Igneous Provinces and Their Plumbing Systems. – Ed. by R.K. Srivastava, R.E. Ernst, K.L. Buchan, M. De Kock, (Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2022. Vol. 518). P. 101–128. doi: 10.1144/SP518-2021-30
  21. van Gool J.A.M., Connelly J.N., Marker M., Mengel F.C. The Nagssugtoqidian orogen of West Greenland: Tectonic evolution and regional correlation from a West Greenland perspective // Can. J. Earth Sci. 2002. Vol. 39. P. 665–686. doi: 10.1139/e02-027
  22. Zhao G., Cawood P.A., Wilde S.A., Sun M. Review of global 2.1–1.8 Ga orogens: Implications for a pre-Rodinia supercontinent // Earth-Sci. Rev. 2002. Vol. 59. P. 125–162. doi: 10.1016/S0012-8252(02)00073-9
  23. Zhao G., Sun M., Wilde Simon A., Li S.Z. A Paleo-Mesoproterozoic supercontinent: assembly, growth and breakup // Earth-Sci. Rev. 2004. Vol. 67. P. 91–123. doi: 10.1016/j.earscirev.2004.02.003

Дополнительные файлы

Доп. файлы
Действие
1. JATS XML
Скачать
2. Рис. 1. Схема районирования (а) восточной части Фенноскандинавского щита и (б) схема тектонического строения района Ковдозеро‒Серяк центральной части Беломорской провинции (по данным [7], с изменениями и дополнениями). 1 – фанерозой и неопротерозой; 2 – палеопротерозойская ювенильная кора; 3 – палеопротерозойская и архейская ювенильная кора; 4 – рифтогенные толщи раннего палеопротерозоя (в пределах ЛКО); 5 – архейская ювенильная кора; 6–7 – архейская кора, переработанная в позднем палеопротерозое: 6 – в Кольской провинции (северо-восточный форланд), 7 – в Беломорской провинции (юго-западный форланд); 8 – тектонические и геологические границы; 9 – внешние границы Лапландско-Кольского орогена (ЛКО); 10 – положение района исследования в центральной части Беломорского пояса; 11 – тектонические пластины и будины метабазитов раннего палеопротерозоя; 12–14 – архей: 12 – амфиболиты и ортогнейсы с единичными пластинами парагнейсов Хетоламбинского покрова, 13 – парагнейсы Чупинского покрова, 14 – гранитогнейсы; 15 – структурные линии; 16 – покровы этапа DMn+1: а ‒ главные, б – второстепенные; 17 – крутопадающие разрывы этапа DMn+3; 18 – положение участка Плотина Лягкомина

Скачать (544KB)
Метаданные
3. Рис. 2. Геолого-структурная карта (а) участка Плотина Лягкомина и (б) разрез к карте. 1 – дайка девонских щелочно-ультраосновных пород; 2–4 – поздний палеопротерозой: 2 – пегматитовые жилы, 3 – кварцевые жилы, 4 – порфирокластическая микроклинизация; 5–9 – архей: 5 – амфиболовые гнейсы, 6 – мигматизированные амфиболовые гнейсы с будинами амфиболитов и диопсид-клиноцоизитовых пород, 7 – двуслюдяные плагиоклаз-микроклиновые гнейсы (металейкограниты), 8 – преимущественно кианит-гранат-биотитовые парагнейсы с будинами гранатовых амфиболитов, 9 – биотитовые, гранат-биотитовые и гранат-кианит-биотитовые парагнейсы; 10 – тектонические границы DMn+1; 11–13 – разрывы этапов: 11 – DMn+2, 12 – DMn+3, 13 – DMn+4; 14–15 – плоскостные элементы (сланцеватость): 14 – проникающая (S1), 15 – зачаточная (S2); 16–17 – линейные элементы: 16 – шарниры складок F1, 17: а – шарниры складок F2, б – линейность L2; 18–19 – следы осевых плоскостей складок: 18 – F2: а ‒ антиформ, б – синформ, 19 – F4: а ‒ антиформ, б – синформ; 20 – линия разреза

Скачать (1MB)
Метаданные
4. Рис. 3. Стереограмма структурных элементов этапов DMn+1 и DMn+2. Нижняя полусфера: равноплощадная проекция. 1 – концентрация π S1; 2 – дуга большого круга через максимумы концентрации π S1; 3 – сланцеватость S2; 4 – вычисленная осевая плоскость складок F2; 5 – линейность L2; 6 – шарниры складок F2

Скачать (210KB)
Метаданные
5. Рис. 4. Будины основных пород (а) в парагнейсах и (б) среди амфиболовых гнейсов. На (а): на заднем плане гидротехническое сооружение слива плотины. Обозначены (пунктир желтым) границы будин.

Скачать (653KB)
Метаданные
6. Рис. 5. Фрагменты (а) складок F1 в парагнейсах и (б) в парагнейсах с будинами амфиболитов.

Скачать (662KB)
Метаданные
7. Рис. 6. Фрагменты (а) складок F2 в парагнейсах и (б) в парагнейсах с будинами амфиболитов.

Скачать (659KB)
Метаданные
8. Рис. 7. (а) Седловидная кварцевая жила (Q) в замке складки F2 на контакте парагнейсов и металейкогранитов; (б) линейность L2 и мелкая гофрировка F2 на поверхностях S1 в кианит-гранат-биотитовых парагнейсах. Обозначено (арабские цифры в кружочках): 1 – парагнейсы; 2 – металейкограниты.

Скачать (656KB)
Метаданные
9. Рис. 8. Зачаточная сланцеватость S2 в (а) мигматизированных амфиболсодержащих гнейсах и (б) в тонкополосчатых парагнейсах. В складки F2 смята мигматитовая полосчатость S1, выраженная в чередовании лейкосом и меланосом.

Скачать (743KB)
Метаданные
10. Рис. 9. Разрыв и приразломные складки этапа DMn+3. Обозначено (арабские цифры в кружочках): 1 – деформированные парагнейсы; 2 – металейкограниты. Показан разрыв (линия красным).

Скачать (813KB)
Метаданные
11. Рис. 10. Деформации этапа DMn+4. В складки F4 смята мигматитовая полосчатость S1 в парагнейсах, выраженная в чередовании светлых лейкосом и темных меланосом.

Скачать (848KB)
Метаданные
12. Рис. 11. Аналоговое моделирование палеопротерозойских деформаций участка Плотина Лягкомина.

Скачать (532KB)
Метаданные
13. Рис. 12. Схема позднепалеопротерозойской структурной эволюции в ходе эксгумации пород.

Скачать (159KB)
Метаданные

© Russian academy of sciences, 2025