Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 493, № 1, стр. 5-9

Псевдотахилиты (ПСТ) – темный афанитовый материал инъекционно-жильных форм обособления, обычно пространственно связанных с разрывными нарушениями, встречаются в породах разного состава, генезиса и глубинности. Они имеют полигенную природу и несколько морфогенетических типов, среди которых преобладают продукты тонкого механического дробления породы, ее частичного фрикционного плавления и последующей девитрификации стекла [1].

Вопросы изучения псевдотахилитов в докембрийских метаморфических толщах и тем более их возрастного датирования обладают особой актуальностью и значимостью по целому ряду причин. Во-первых, они единичны ввиду редкой сохранности, особенно в полиметаморфических комплексах, из-за обычно проявленных процессов наложенной перекристаллизации, существенно изменяющей первозданный вид и состав матрицы ПСТ, что дает основание их образно сравнивать с “исчезающими чернилами” [2]. Во-вторых, из-за специфичности и сложности датирования, связанной, либо с нарушенностью изотопных систем последующими термально-деформационными событиями, либо с ограниченностью применения тех или иных изотопных методов ввиду специфики составов и наличия/отсутствия в ПСТ определенных минералов-носителей радиоактивных изотопов. В-третьих, они позволяют оценивать особенности фрикционного плавления геоматериала в условиях высокоскоростных (часто сейсмогенных) локализованных деформаций и составы возникающих расплавов. Наконец, ПСТ и вмещающие их породы (протолит ПСТ) дают дополнительные сведения о геодинамической и тектоно-термальной эволюции того региона, где они проявлены, об условиях и механизмах эксгумации в ходе тектогенеза корового материала, и о соответствующих особенностях реологического поведения пород на разных глубинах.

Представляемые здесь впервые данные по ПСТ из Северного Приладожья как раз позволяют в некоторой степени осветить каждый из вышеупомянутых аспектов, а также расширить фактологическую базу деформационно-метаморфических событий в регионе. Существенно то, что ПСТ найдены (более десятка проявлений) во всех зонах зонально метаморфизованного от низов зеленосланцевой до гранулитовой фации палеопротерозойского ладожского комплекса (рис. 1) [3, 4], что позволило оценить особенности разломных преобразований в породах разных уровней глубинности. Некоторые из них сложены внедренным микрокатакластическим материалом, но значительная часть содержит девитрифицированное стекло, предположительно связанное с проявлением процессов частичного фрикционного плавления при сейсмических скоростях подвижки по разломам [1]. Не менее важно было оценить временной интервал и возрастные рубежи формирования ПСТ, чтобы установить их связь, либо с процессами свекофеннского тектогенеза, либо с последующими тектоно-термальными событиями в юго-восточной Фенноскандии.

Рис. 1.

Схема метаморфической зональности и структуры палеопротерозойского ладожского комплекса с положением разрывов, отмеченных ПСТ, и точек их опробования. 1 – гранито-гнейсы архея в Карельском массиве (К) и в куполовидных выступах фундамента; 2 – ладожский комплекс; 3 – Салминский массив гранитов-рапакиви; 4–8 – изограды метаморфизма: граната, ставролита, силлиманита-мусковита, силлиманита-ортоклаза; гиперстена соответственно; 9 – крупнейшие разломы и Мейерский надвиг (М); 10 – разломы с выявленными ПСТ; 11 – точки датирования ПСТ; 12 – государственная граница.

Подробная петролого-геохимическая характеристика преобразований пород при формировании ПСТ в разных зонах метаморфизма, с оценкой термодинамических параметров и составов фрикционных расплавов, дана в [5]. Здесь же отметим, что все найденные ПСТ развиваются по исходно однотипным породам близкого валового состава – метапсаммитам, представленным в зеленосланцевой зоне Bi–Mus–Ab–Q-сланцами (ЛВ1940), в амфиболитовой фации (ЛВ1744) Bi–Mus–Pl–Kfs–Q-гнейсами, а в гранулитовой (ЛВ1100) – кристаллическими сланцами Bi–Pl–Kfs–Q-состава с реликтами гиперстена, претерпевшими наложенную гранитизацию. Обособление в них стекловатого афанитового материала ПСТ происходило как в инъекционных формах, отчетливо секущих структуры и текстуры пород (рис. 2а, 2б), так и вдоль генерирующих ПСТ разрывных поверхностей с небольшими оперяющими ответвлениями (рис. 2в). Во всех случаях эти обособления оказываются ассоциированными и сопряженными с тектонитами (бластокатаклазитами, бластомилонитами) по вмещающим породам, которые фиксируют предшествующие стадии разломных преобразований пород. Минерально-фазовый анализ триады разностей – исходной вмещающей породы (сланец, гнейс), бластокатаклазита по ней и расплавного материала ПСТ, позволяет проследить эволюционный путь этих метаморфизованных на разных глубинах, а затем последовательно выведенных к поверхности, деформационных фаций. Все породы, претерпевшие разную степень фонового регионального метаморфизма, подверглись сначала однотипному бластокатаклазу уровня эпидот-амфиболитовой фации, а затем локализованным хрупким деформациям с проявлением частичного плавления и формированием ПСТ. Как показало изучение стекла ПСТ, его состав оказался близким к слюдистому расплаву, с раскристаллизацией глинистых минералов иллит-смектитового состава (рис. 2г). Такой несколько однотипный и весьма показательный состав стекла в породах разной глубины первоначальных метаморфических преобразований позволяет сделать вывод о формировании ПСТ уже после того, как породы претерпели региональную эксгумацию и были выведены на единый приповерхностный уровень. Присутствие в стекле глинистых фаз дает возможность локализовать глубинность его раскристаллизации (порядка 3 км) исходя из того факта, что температурный диапазон устойчивости диоктаэдрических смектитов находится в интервале 50–120°C, а смешаннослойных, обогащенных смектитом фаз – в диапазоне 40–150°C [6, 7]. Это вполне соответствует, на наш взгляд, необходимым и достаточным условиям формирования ПСТ (хрупкий характер деформаций, высокий коэффициент трения, “сухие” условия реализации подвижки, быстрый отвод тепла при поступлении в разломную зону приповерхностных вод) близко к верхней переходной зоне от асейсмического к сейсмогенному типу поведения геоматериала [8].

Рис. 2.

Фото прожилков ПСТ в сланцах ЛВ1690 (а), в гнейсах ЛВ1744 (б), в кристаллических сланцах ЛВ1100 (в); диаграмма (FeO + MnO + MgO)/Al₂O3–К₂О/Al₂O₃ для минералов протолита (биотиты, фенгиты, плагиоклазы) и для составов матрицы ПСТ (г). Пунктир – конноды, соединяющие минералы протолита и фиксирующие поле изохимических преобразований.

Выявленная обогащенность стекла калиевыми слюдами, а также изохимичность произошедших преобразований (рис. 2г) обусловили возможность их датирования аргон-аргоновым методом.

Геохронологические ⁴⁰Ar/³⁹Ar-исследования методом ступенчатого прогрева проводились по методике, описанной в [9]. Изотопный состав аргона измерялся на многоколлекторном масс-спектрометре Argus фирмы “GV-Instruments” (Англия). Ошибки измерений, приведенные в тексте и на рисунках, соответствуют диапазону ±1σ.

Полученные возрастные ⁴⁰Ar/³⁹Ar-спектры ПСТ (рис. 3), при весьма вариативных Са/К-отношениях, связанных предположительно с присутствием в стекле обломков плагиоклаза и калиевого полевого шпата (обломочного биотита и мусковита не обнаружено), показали вполне выдержанные плато, которые характеризуют высокую долю выделенного аргона (более 60%). При этом полученные датировки ПСТ из трех разных зон метаморфизма фиксируют три различных возрастных рубежа преимущественно раннего рифея: 1595–1588 ± 14.3 млн лет в гранулитовой зоне, 1310 ± 7.8 млн лет в зоне амфиболитовой фации и 1418 ± 9.4 в зоне зеленосланцевого метаморфизма. Такой разброс возрастов авторы не связывают ни с вариациями унаследованного ⁴⁰Ar аргона из минералов, ни с потерями обоих изотопов аргона в процессе датирования, полагая, что стекловатая матрица ПСТ является средой, “консервирующей” изотопную систему содержащихся в ней глинистых минералов. Можно допустить, что они отражают многократность реализации подвижек по разломам и их разновременность в разных доменах юго-восточной Фенноскандии, обусловленную особенностями региональных посторогенических событий.

Рис. 3.

Возрастные ⁴⁰Ar/³⁹Ar-спектры витрифицированной матрицы ПСТ из разных зон метаморфизма Приладожья. (а) образец ЛВ1940 – из зоны зеленосланцевой фации; (б) образец ЛВ1744 – из зоны амфиболитовой фации; (в, г) образец ЛВ 1100 – из зоны гранулитовой фации.

Ввиду полного отсутствия работ по ПСТ в Приладожье, единственным ориентиром в приемлемости полученных здесь возрастных меток может быть публикация по ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датированию инъекций ПСТ в смежных районах Южной Финляндии – 1583 ± 5 млн лет [10]. Полученный нами возраст ПСТ в образце ЛВ1100 согласуется с этой датировкой и вписывается в интервал 1.64–1.53 млрд лет, заданный предельными рубежами внедрения крупнейших в регионе массивов рапакиви – Выборгского (1640 ± 5; 1630 ± 5 млн лет) и Салминского (1547 ± 1–1529 ± 1 млн лет) соответственно [11, 12]. Их внедрение традиционно связывается с орогеническими зонами, характеризующими начало нового, внутриплитного этапа развития и проявлением постколлизионного растяжения [13]. Два других временных рубежа формирования ПСТ могут отражать усиление этой же тенденции, приведшей в дальнейшем к формированию в регионе структуры Ладожско-Пашской грабен-синклинали [14], с последовательным ее заполнением отложениями телемаркского комплекса (1.52–1.48 млрд лет), приозерской и салминской свит, внедрением Валаамского силла (1.46–1.45 млрд лет), а также более молодыми осадками плитной стадии тектонической эволюции региона.

Таким образом, формирование ПСТ в Северном Приладожье, происходившее преимущественно в раннем рифее, можно предположительно связывать с обстановкой растяжения посторогенического этапа эволюции, с которой довольно часто бывают сопряжены проявления сейсмических событий на активных континентальных окраинах.