Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 511, № 2, стр. 159-167

В Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита среди целого ряда разновозрастных тектонических доменов, террейнов и структурных элементов земной коры, выделенных с различной степенью геолого-геофизического и геохронологического обоснования, наименее изученным и, соответственно, с наиболее неопределенной геодинамической историей формирования раннедокембрийской континентальной коры является микрократон [1] или террейн Инари [2, 3]. Пространственно большая и наименее изученная часть террейна Инари расположена между палеопротерозойскими структурами Пасвик-Полмак-Печенгского интракратонного палеорифта и Лапландского гранулитового пояса. Этот террейн протягивается в юго-восточном направлении более чем на 300 км от каледонид на территории северной Норвегии и Северной Финляндии до Верхнетуломского водохранилища в Русской Лапландии [2]. На территории России террейн Инари граничит на юго-западе с Лоттинско-Сальнотундровским блоком Лапландского гранулитового пояса, а на северо-востоке его граница проходит вдоль вулканогенно-осадочных комплексов Тальинской структуры Южно-Печенгской зоны, которые обрамляют палеопротерозойские (~1.95 млрд лет) массивы плагиогранитов, гранодиоритов и тоналитов (Каскельяврский, Шуониярвский, Маунъяврский и др.) [4, 5] (рис. 1).

Рис. 1.

Схема геологического строения каскамской структуры [6, с изменениями]. На врезке (а) 1 – Центральн-Кольский террейн, 2 – Мурманский террейн, 3 – Лапландский гранулитовый пояс, 4 – Северо-Печенгская зона, 5 – Южно-Печенгская зона, 6 – террейн Инари, 7 – интрузии тоналитов и плагиогранитов, 8 – осадки венда. (б) 1 – тоналитовые гнейсы, 2–4 – супракрустальный комплекс каскамской свиты (2 – верхняя, 3 – средняя и 4 – нижняя толщи), 5 – плагиомикроклиновые граниты, 6 – метагаббро, 7 – дайки метагипербазитов, 8 – разрывные нарушения, 9 – структурные элементы: а – сланцеватость, б – гнейсовидность

Задачами исследования являлось определение изотопного возраста и положения вулканогенно-осадочных пород каскамской свиты в хроностратиграфической шкале палеопротерозоя Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита, что имеет важное значение для понимания геологического строения, состава и возраста пород террейна Инари и аргументации геодинамических условий формирования двух пространственно сопряженных с террейном и практически одновременно (2.3–1.85 млрд лет) развивавшихся, контрастных тектонических структур – интракратонного рифта Пасвик-Полмак-Печенга и Лапландского гранулитового коллизионного пояса.

Исследователи в разные годы на северо-западе Кольского полуострова в пределах, соответствующих современным представлениям о тектонических границах террейна Инари, выделяли в крупных синклинальных структурах существенно вулканогенную каскамскую свиту [6, 7], а в мелких межблоковых синклиналях и моноклиналях – аннамскую свиту, с преобладанием терригенных пород и проявлением коматиит-толеитового магматизма. Установленный неоархейский U–Th–Pb-возраст 2718 ± 7 млн лет никеленосных перидотитов Аллареченского месторождения, входящих в состав вулкано-плутонического комплекса аннамской свиты, позволяет рассматривать породы свиты в качестве возрастных и формационных аналогов зеленокаменных поясов неоархея Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита [8].

На территории северо-запада Кольского полуострова наиболее сохранившимися и доступными для исследования фрагментами супракрустального комплекса каскамской свиты являются две сопряженные синклинальные структуры, протяженностью более 25 км в районе тундр Куроайви–Кораблекк–Каскама–Шуорт в 40 км к юго-западу от Печенгской структуры (рис. 1).

Нижняя часть осадочно-вулканогенного комплекса каскамской свиты (более 3000 м) представлена преимущественно различными амфиболитами и Bt–Amp-сланцами, по составу отвечающими толеитовым и глиноземистым метабазальтам. Характерной особенностью разреза является присутствие тел метагипербазитов, мощностью 15–20 м и протяженностью более 300 м, состав которых отвечает коматиитам и коматиитовым базальтам. Вышележащая средняя толща Bt–Ms-, Grt–Bt–Amp-гнейсов и сланцев с прослоями амфиболитов слагает две синклинальные структуры (рис. 1). В верхней части средней толщи залегает несколько пачек мощностью 20–30 м мелкозернистых плагиосланцев, лейкократовых биотит-полевошпатовых гнейсов и амфиболитов. Отсутствие в них первичных структурно-текстурных признаков метаосадочных пород и низкое значение химического индекса зрелости (CIA = 45–51) позволяют рассматривать их как метаморфизованные аналоги кислых и средних вулканитов и их туфов. В районе южного склона г. Куроайви установлено структурное несогласие Bt–Amp-гнейсов средней толщи каскамской свиты с тоналитовыми гнейсами рамы (рис. 1).

Ядерные части синклиналей (рис. 1) сложены верхней толщей каскамской свиты, представленной преимущественно мелко- и среднезернистыми сланцеватыми и массивными амфиболитами с прослоями Act–Chl-сланцев по составу сходных с коматиитовыми базальтами, толеитовыми и глиноземистыми метабазальтами нижней толщи разреза.

Для определения возраста каскамской свиты и стратиграфической корреляции с палеопротерозойскими вулканогенно-осадочными комплексами “северной” и “южной” зон Печенгской структуры было проведено U–Th–Pb-датирование циркона из метариодацита (обр. 9–3а) и метаандезита (обр. 16/17-4б) верхней толщи свиты. Для уточнения соотношения каскамской свиты с окружающими гнейсами был определен U–Th–Pb-возраст циркона из тоналитовых гнейсов массива Куроайви, имеющих структурное несогласие с Bt–Amp-гнейсами средней толщи каскамской свиты. U–Th–Pb-датирование выполнено на ионном микрозонде SHRIMP-II (ЦИИ ВСЕГЕИ) по методике [9]. Для оценки вероятности метаморфогенного происхождения циркона и/или влияния свекофеннских тектоно-метаморфических процессов на его U–Pb-изотопную систему, было проведено исследование состава редких и редкоземельных элементов (РЗЭ) в точках локального датирования циркона с минимальной степенью дискордантности на микрозонде Саmeca IMS-4f (ЯФ ФТИАН РАН). Для определения источника исходных расплавов метавулканических пород были изучены Sm–Nd-системы в образцах. Растворение образцов и выделение Sm и Nd проводились по методике [10]. Среднее значение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd в изотопном стандарте La Jolla составило 0.512097 ± 0.000008 (2σ, n = 4).

Зерна циркона, выделенные из метариодацита (обр. 9–3а), имеют призматический магматический габитус кристаллов, размером 200 × 100 мкм, и с корродированными гранями и плоскостями призм, практически не сохранивших зональность из-за наложенной метаморфической перекристаллизации, которая проявилась в развитии зон обрастания вершин пирамид кристаллов (рис. 2). В катодолюминесценции вторичные изменения кристаллографических очертаний выражены присутствием пятнистых и амебовидных форм с низкой интенсивностью катодной люминесценции. Для 11 зерен циркона по 11 аналитическим точкам (табл. 1 приложение) рассчитано средневзвешенное значение возраста 1924 ± 5 млн лет СКВО = 0.58 (рис. 3).

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов циркона из метаандезита (16/17–4б), метариодацита (9–3а) и тоналита (202 б) в режиме катодолюминесценции. Цифры на фото соответствуют аналитическим точкам в табл. 1 (приложение), диаметр кратера ~ 20 мкм.

Рис. 3.

Диаграммы средневзвешенного значения возраста циркона по ²⁰⁷Pb^/206Pb из метаандезита (16/17–4б), метариодацита (9–3а) и тоналита (202 б).

Из метаандезита (обр. 16/17-4б) выделена популяция из 16 зерен циркона светло-коричневого цвета (рис. 2). Большинство зерен имеет изометричный габитус (Ку = 1–1.5), размером 100–120 × × 80–90 мкм, с сохранившимися вершинами призм и хорошо выраженной в катодной люминесценции осцилляционной зональностью. Средневзвешенное значение возраста вычислено по 19 аналитическим точкам – 1923 ± 6 млн лет, СКВО = 0.23 (рис. 3).

Из тоналитовых гнейсов (обр. 202 б) г. Куроайви, имеющих структурное несогласие с Bt-Amp гнейсами каскамской свиты (рис. 1), была выделена популяция длиннопризматических (Ку = 4–6) кристаллов циркона со сглаженными вершинами, размером 300–400 × 10 мкм (рис. 2). Циркон имеет хорошо выраженную в катодной люминесценции осцилляционную зональность. По 11 аналитическим точкам (табл. 1) было рассчитано средневзвешенное значение возраста 1936 ± 7 млн лет, СКВО = 0.31 (рис. 3).

Содержание РЗЭ в трех кристаллах циркона из меиариодацитов и одного из метаандезита характеризуется фракционированным распределением, характерным для магматического циркона [11] с обогащением тяжелыми РЗЭ (Lu_N/Gd_N = 27–19), положительной Се- (Ce* = 2.8–7.3) и отрицательной Eu- (Eu* = 0.22–0.29) аномалиями (табл. 2 приложение, рис. 4). Все зерна циркона характеризуются малыми вариациями высокого содержания Hf (10 100–10 600 мкг/г) и низкими значениями Th/U-отношения (0.08–0.11). Геохимический состав редких и редкоземельных элементов в цирконе из метаандезита практически идентичен таковому в метариодацитах за исключением более низкой концентрации U и Th, но с близким значением Th/U = 0.1.

Рис. 4.

Распределение РЗЭ в цирконе из метаандезита (16/17–4б), метариодацита (9-3а) и тоналита (202б). Содержания РЗЭ нормированы по примитивной мантии (ПМ) [15].

Оценка температур кристаллизации циркона из кислых и средних метавулканитов с использованием Ti-термометра [12] продемонстрировала узкий интервал значений 730–744°С (табл. 2, приложение), что близко к температурам кристаллизации риолитовых расплавов [13] и значимо выше температуры (650–670°С) метаморфических преобразований каскамской свиты [6].

Циркон из тоналитового гнейса характеризуется фракционированным (магматическим) распределением ТРЗЭ (Lu/Gd)_N = 21–29), положительной Се- (Ce* = 8.5–13.7) и отрицательной Eu- (Eu* = 0.22–0.25) аномалиями (табл. 2 приложение, рис. 4) и низкими значениями Th/U-отношения (0.6–0.9). Температура кристаллизации изученного циркона оценивается в 714–732°С, что несколько ниже таковой для циркона из метаандезитов.

Высокие положительные значения εNd(Т) от +1.1 до +2.8, полученные для метариодацита, метаандезита и метабазальта (табл. 3), свидетельствуют о ювенильной природе исходных расплавов. Источником первичных расплавов метариодацитов и метабазальтов, вероятно, были разные части (мантийные и коровые) континентальной литосферы с возрастом не моложе 2390–2378 млн лет. Тоналитовые гнейсы массива Куроайви характеризуются более коровым составом источника (εNd(Т) = +0.1) и близким c риодацитами временем отделения протолита первичных расплавов от DM (T_Nd(DM) = 2404 млн лет).

В обобщенном виде имеющиеся изотопные данные ([14] и ссылки там) позволяют детализировать этапы развития палеопротерозойского интракратонного рифтогенеза Печенгской структуры и ее обрамления и ограничить накопление отложений ятулия и людиковия “Северной” зоны возрастными рамками 2300–1970 млн лет, а вулканогенно-осадочных пород вепсия “Южной” зоны – 1900–1750 млн лет. Очевидный временной разрыв в ~70 млн лет между формированием вулканогенно-осадочных комплексов “Южной” и “Северной” зон “заполнен” этапом мощного гранитообразования в “купольных” структурах гранитоидных массивов (Шуониярвинский, Каскельярвинский, Маунъяврский и Куроайви) с возрастом 1950–1936 млн лет на юго-западной границе Южно-Печенгской зоны и в Каскамском блоке террейна Инари.

Полученные в этой работе новые данные о возрасте (1923–1926 млн лет) средних и кислых метавулканитов каскамской свиты террейна Инари позволяют полагать, что, согласно стратиграфической шкале палеопротерозойского карельского комплекса, каскамская свита относится к калевийскому надгоризонту, а вулканогенно-осадочный комплекс вепсия Южно-Печенгской зоны наращивает разрез палеопротерозоя Кольско-Норвежской области Фенноскандинавского щита. Впервые показано, что возраст тоналитов массива Куроайви (1936 ± 7 млн лет) так же, как и гранитоидных массивов Южно-Печенгской зоны (1950–1940 млн лет), в пределах погрешностей определения U–Pb-возраста, древнее вулканогенно-осадочных пород каскамской свиты и вепсия Южно-Печенгской зоны. Таким образом, период гранитообразования, вероятно, отделяет два различных геодинамических этапа развития литосферы – континентального рифтогенеза ятулийско-людиковийского времени от режимов сходных с надсубдукционными обстановками формирования континентальной литосферы террейна Инари (1926–1850 млн лет).