Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska

Zakład Mineralogii, Petrografii i Geochemii

Rozprawa doktorska

REKONSTRUKCJA HISTORII METAMORFIZMU SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA Z SW CZĘŚCI ZIEMI WEDEL JARLSBERGA NA SPITSBERGENIE

Jarosław Majka

Promotor: Prof. dr hab. inż. Andrzej Manecki

Kraków 2007

SPIS TREŚCI

WSTĘP..................................................................................................................... 3

1. BUDOWA GEOLOGICZNA ARCHIPELAGU SVALBARD................. 7

2. BUDOWA GEOLOGICZNA POŁUDNIOWO-ZACHODNIEJ CZĘŚCI ZIEMI WEDEL JARLSBERGA................................................. 19

3. ZASTOSOWANE METODY BADAŃ LABORATORYJNYCH............ 40

4. ODMIANY LITOLOGICZNE SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA........ 43

5. CHARAKTERYSTYKA STARSZEGO ZDARZENIA METAMORFICZNEGO M1 SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA........... 60

6. CHARAKTERYSTYKA MŁODSZEGO ZDARZENIA METAMORFICZNEGO M2 SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA........... 98

7. DYSKUSJA WYNIKÓW BADAŃ.............................................................. 102

8. WNIOSKI KOŃCOWE................................................................................ 110

BIBLIOGRAFIA..................................................................................................... 111

WSTĘP

Geologiczne Wyprawy Polarne Akademii Górniczo-Hutniczej organizowane są przez

pracowników Wydziału Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, od przeszło dwudziestu

lat. W tym okresie, od roku 1983, do Ziemi Wedel Jarlsberga na Spitsbergenie wyruszyło 10

ekspedycji, a dodatkowo geolodzy z AGH brali udział w wyprawach organizowanych przez

Instytut Geofizyki Polskiej Akademii Nauk oraz Norsk Polarinstitutt. Nie byłoby zapewne

tych wypraw gdyby nie pasja nieocenionego polskiego badacza polarnego – Profesora

Stanisława Siedleckiego. Dzięki jego wysiłkom oraz pomocy jego współpracowników

powstała w roku 1957, u brzegów zatoki Isbjørnhamna, Polska Stacja Polarna na

Spistbergenie. Stacja ta jest aktualnie najdalej wysuniętą na północ placówką badawczą

Polskiej Akademii Nauk.

Wraz z pojawieniem się pierwszych polskich „zimowników” w Hornsundzie

rozpoczęła się era polskich badań geologicznych na Spitsbergenie. Nie sposób tu nie

wymienić nazwisk słynnych dzisiaj Profesorów Krzysztofa Birkenmajera, Wojciecha

Narębskiego czy Witolda Smulikowskiego, którzy jako pierwsi po Hoel’u i Orvin’ie dokonali

pionierskich opisów oraz badań mineralogicznych i petrograficznych skał podłoża

krystalicznego w południowo-zachodniej części Ziemi Wedel Jarlsberga. Potrzeba dalszych

szczegółowych badań geologicznych w tej części świata sprawiła, iż w latach

osiemdziesiątych ubiegłego stulecia pod wodzą wpierw Profesora Adama Piestrzyńskiego, a

później Profesora Andrzeja Maneckiego, w rejonie Hornsundu zameldowała się grupa

studentów i młodych pracowników naukowych z Krakowa, a za stałe miejsce bazowe obrali

sobie aktualnie stuletni już hus trapera Clausa Andersena, usytuowany nad zatoką Hyttevika u

brzegów Morza Grenlandzkiego. Był to moment istotny dla rozwoju badań geologicznych w

tym terenie. Badający tamtejsze skały geolodzy z AGH znacznie poszerzyli stan wiedzy na

temat geologii podłoża krystalicznego południowego Spitsbergenu. O wynikach ich badań

można przeczytać w licznych pracach magisterskich, publikacjach, zaś zwieńczeniem

pierwszego etapu badań było wydanie mapy geologicznej południowo-zachodniej części

Ziemi Wedel Jarlsberga (autorstwa Jerzego Czenego i innych pod edycją Andrzeja

3

Maneckiego) oraz doktorat Jerzego Czernego traktujący o unikatowych metawulkanitach

licznie występujących w omawianym terenie.

Z początkiem aktualnego millennium ruszył cykl kolejnych wypraw AGH na

Spitsbergen, odbywających się corocznie od roku 2002. Autor niniejszej pracy miał

przyjemność uczestniczyć we wszystkich pięciu z nich, a za obiekt badań obrał sobie skały

grupy Isbjørnhamna. Wspomniana sekwencja skalna wymagała, bowiem nowych

uszczegółowionych badań petrologicznych, zaś dodatkowo badania tej sekwencji niejako w

naturalny sposób uzupełnić miały opublikowane przez Jerzego Czernego w formie doktoratu

wyniki badań petrologicznych wyżej ległych skał grupy Eimfjellet.

Celem niniejszej pracy była próba rekonstrukcji historii metamorfizmu skał grupy

Isbjørnhamna ze szczególnym uwzględnieniem wieku i warunków PT metamorfizmu tych

skał, jak również próba odtworzenia proweniencji oraz warunków sedymentacji protolitów

omawianych skał, na tle historii geologicznej całego archipelagu Svalbard. Historia

geologiczna archipelagu Svalbard i Ziemi Wedel Jarlsberga opisane są w rozdziałach 1 i 2. W

rozdziale 3 tej pracy opisane są natomiast metody badań laboratoryjnych. W celu określenia

proweniencji oraz protolitów badanych skał wykonano szczegółowe badania terenowe (w tym

profilowania), podczas których zinwentaryzowano typy litologiczne w obrębie badanej grupy.

Wyniki tychże badań przedstawiono w rozdziale 4 pracy. W celu rozpoznania wieku i

warunków PT metamorfizmu badanych skał posłużono się nowoczesną techniką datowania

monacytów metodą U-Th-total Pb, datowaniem cyrkonów przy użyciu SHRIMP II oraz

oznaczeniami składu chemicznego w mikroobszarze minerałów wskaźnikowych chcąc

ilościowo opisać maksymalne ciśnienia i temperatury podczas kolejnych zdarzeń

metamorficznych. Wyniki tych badań opisane są w rozdziałach 5 i 6. W rozdziale 7 autor

przedstawia dyskusję otrzymanych wyników badań oraz omawia możliwe korelacje

regionalne tych wyników w świetle danych geologicznych zarówno z samego archipelagu

Svalbard jak i innych orogenów wokół arktycznych (Kaledonidy Grenlandii i Skandynawii,

Timanidy). W rozdziale tym kolejne wyniki badań dyskutowane są zgodnie z osią czasu,

przez co można krok po kroku prześledzić historię geologiczną badanych skał od obszaru

alimenatcyjnego protolitu, poprzez warunki sedymentacji, a w szczególności kolejno

4

następujące po sobie zdarzenia metamorficzne. W rozdziale 8 z kolei, przedstawione są

końcowe wnioski wynikające z niniejszej pracy.

Praca ta nie powstałaby w takiej formie gdyby nie szereg osób życzliwych mi i

wspierających nierzadko w trudnych momentach zarówno podczas prac terenowych jak i

laboratoryjnych. Niezwykle ważną dla mnie osobą podczas realizacji badań był Promotor

Profesor Andrzej Manecki dzięki zapałowi, którego badania geologiczne na Spitsbergenie w

ogóle są możliwe. Przede wszystkim jednak dziękuje Panu Profesorowi za iście ojcowską

opiekę, którą otaczał mnie już od czasów mojej działalności w Studenckim Kole Naukowym

Geologów AGH. Wśród osób, którym równie i szczególnie dziękuje jest również Jurek, Dr

inż. Jerzy Czerny, będący nieodłącznym druhem oraz wspaniałym szefem wypraw na

Spistbergen, a przede wszystkim doskonałym nauczycielem „rzemiosła” petrologicznego.

Podobnie wyrażam podziękowania Maćkowi, Dr. inż. Maciejowi Maneckiemu, z którym

zawsze mogłem przedyskutować wszelkie pomysły badawcze, w którym mogłem zawsze

mieć oparcie podczas badań laboratoryjnych, dzięki któremu jeszcze za czasów studenckich

zapoznałem się z techniką mikrosondy elektronowej. Nie mogę nie wspomnieć w tym miejscu

również o Profesorze Yoshihide Ohta (pracującemu w Muzeum Historii Naturalnej w Oslo),

którego choć osobiście nigdy nie poznałem, cenię i szanuję za szereg prac spitsbergeńskich

oraz za słowa przesłane drogą elektroniczną „zaatakuj problem wieku tych skał”. Dziękuję

również Profesorowi David’owi G. Gee (pracującemu w Uppsala University) za wspaniałe

dyskusje na spotkaniach konferencyjnych i w terenie oraz za pomoc podczas datowania

cyrkonów. Dziękuje wszystkim tym, którzy pomogli mi podczas badań terenowych, czyli:

Kasi Derwisz, Ali Wypych, Oli Smyrak, Agacie Szwakopf, dr. hab. Stachowi Mazurowi, dr.

Jarowi Pršekowi, Kubie Bazarnikowi, Pawłowi Grochowskiemu i Michałowi Dziekanowi.

Dr. Patrikowi Konečnemu i Bartkowi Budzyniowi dziękuję za pomoc podczas badań

laboratoryjnych dotyczących natury i wieku monacytów. Dodatkowo składam podziękowania

Profesorowi Tadeuszowi Ratajczakowi za umożliwienie odbycia studiów doktoranckich w

kierowanym przez niego Zakładzie Mineralogii, Petrografii i Geochemii AGH oraz

wszystkim Koleżankom i Kolegom z Zakładu tworzącym wspaniałą do pracy naukowej

atmosferę. Szczególne podziękowania należą się również mojej Rodzinie, a zwłaszcza Żonie

5

Alicji za cierpliwe znoszenie ciągłych nieobecności w domu i zasypianie „z duszą na

ramieniu” zwłaszcza podczas moich wyjazdów za koło podbiegunowe.

Badania przedstawione w niniejszej pracy były częściowo finansowane z projektu

badawczego Ministerstwa Nauki i Szkolnictwa Wyższego nr 2 P04D 039 30.

6

1. BUDOWA GEOLOGICZNA ARCHIPELAGU SVALBARD

Archipelag Svalbard na Oceanie Arktycznym jest ulokowany w połowie odległości

pomiędzy Skandynawią, a Biegunem Północnym. Wszystkie wyspy archipelagu znajdują się

pomiędzy 74° a 81° szerokości geograficznej północnej oraz pomiędzy 10° a 35° długości

geograficznej wschodniej. Głównymi wyspami archipelagu są Spitsbergen, Nordautlandet,

Edgeøya, Barentsøya, Kvitøya, Kong Karls Land, Hopen, Prins Karls Forland oraz

najbardziej na południe wysunięta Bjørnøya. Całkowita powierzchnia archipelagu wynosi

60120km2. Krajobraz wysp jest generalnie górzysty, z wyjątkiem niewielkich obszarów

przybrzeżnych. Najwyższym szczytem archipelagu jest Newtontoppen (1717mnpm)

stanowiący zwieńczenie pasma górskiego Atomfjella na wyspie Spitsbergen.

Archipelag Svalbard charakteryzuje się skomplikowaną budową geologiczną.

Wyróżniono trzy oddzielne piętra strukturalne (Ohta et al. 1989). Najmłodsze piętro

strukturalne stanowią skały powstałe od karbonu po neogen. Starsze piętro strukturalne

zbudowane jest ze skał sekwencji osadowych wieku od późnosylurskiego po

środkowodewoński. Najstarsze piętro strukturalne stanowią sekwencje skalne tzw. Sukcesji

Hecla Hoek (Hoel 1918, 1929; Orvin 1934, 1940), wieku od paleoproterozoicznego aż po

wczesnosylurski. Z powodu tego, iż skały te w różnym stopniu, lecz bez wyjątku objęte

zostały zasięgiem tektonotermalnych zdarzeń wieku kaledońskiego, nazywa się je

kaledońskim piętrem strukturalnym.

1.1. KALEDOŃSKIE PIĘTRO STRUKTURALNE

Wielofazowa natura orogenezy kaledońskiej skutkująca skomplikowaną tektoniką

oraz nakładająca się lokalnie na tą tektonikę młodsza tektonika kredowo-paleogeńska

sprawia, iż jednoznaczne wydzielenie odrębnych jednostek tektonostratygraficznych nie jest

łatwe. Pierwszej próby zdefiniowania terranów w obrębie Sukcesji Hecla Hoek dokonali

Harland i Wright (1979) proponując podział na trzy oddzielne bloki tektoniczne (Wschodni,

Centralny i Zachodni). Podział ten został później zredefiniowany (Harland 1985) i w

szczegółach opisany (Harland 1997). Nieco inny pogląd (podział na cztery lub więcej

7

terranów) przedstawiali Krasilscikov (1979), Birkenmajer (1981) i Torsvik et al. (1985).

Z kolei Ohta et al. (1989) przedstawiają kolejny podział archipelagu Svalbard na jedynie dwa

terrany: Zachodni i Północno-wschodni. Autorzy ci wykazują różnice pomiędzy tymi

terranami zarówno w wieku wczesnokaledońskich zdarzeń orogenicznych, typie

metamorfizmu kaledońskiego oraz w całościowym inwentarzu skalnym. Zbliżone poglądy

zarówno do Ohty et al. (1989) jak i Harlanda (1985) prezentowali Gee (1986) oraz Gee i Page

(1994). W opozycji do Ohty et al. (1989) autorzy ci kładą granicę w poprzek terranu

Zachodniego i zgodnie z Haralndem wyznaczają trzy oddzielne terrany, aczkolwiek

redefiniują granice pomiędzy terranami na zachodzie a terranem Wschodnim. Według nich

w podłożu kaledońskim archipelagu Svalbard wyróżnić można terran Wschodni, Północno-

zachodni oraz Południowo-zachodni (Fig.1., Tab.1.).

1.1.1. Terran Wschodni

Terran Wschodni ze względu na złożoność swej budowy geologicznej podzielono

dodatkowo na blok tektoniczny Nordaustlandet oraz blok tektoniczny Ny Friesland (Gee,

Tebenkov 2004). Od zachodu terran Wschodni ograniczony jest od zbudowanego z utworów

Old Redu grabenu Andreeland przez strefę uskokową Billefjorden (Harland et al. 1974).

Granice pomiędzy subterranami Zachodniej Ny Friesland oraz Nordaustlandet wyznacza

rozłam tektoniczny Lomfjorden (Gee, Page 1994; Gee, Tebenkov 2004).

Formacje kaledońskie subterranu Nordaustlandet odsłaniają się głównie na

północnych wybrzeżach wyspy Nordaustlandet oraz we wschodnich rejonach Ny Friesland na

Spitsbergenie. Kaledonidy przykryte są tu karbońskimi i młodszymi formacjami osadowymi.

Podłoże subterranu Nordaustlandet budują skały wieku grenwilskiego, a przykryte są

neoproterozoiczną platformą metaosadową (Gee et al. 1995). Najstarsze skały podłoża

opisywanego terranu to epizonalne metaosadowe sekwencje klastyczne grupy

Brennevinsfjorden oraz formacji Helvetsflya, o prawdopodobnym wieku protolitu nie młod-

8

Fig. 1. Kaledońskie terrany Svalbardu i młodsze pokrywy osadowe (na podstawie Gee 1986, uproszczone). Prostokątem zaznaczono południowo-zachodnią część Ziemi Wedel Jarlsberga.

9

Tab.1. Tabela stratygraficzna utworów prekambryjskich na Svalbardzie (na podstawie Gee, Tebenkov

2004).

Okres Wiek (Ma)

terrany Południowo-zachodni i Północno-

zachodni

zachodnia część Ny Friesland

terran Wschodni

545

610

Gr. Kapp Lyell Kpl. Comfortlessbrenn

Gr. Ferifjellet

Gr. Polarisbreen Fm. Sveanor

Gr. Dudmannsodden Gr. Sofiebogen

Jedn. Planetfjella ?

Gr. Murchinsonfjorden Gr. Akademikbreen

Gr. Veteranen

Neoproterozoik

1000 orogeneza grenwilska

Mezoproterozoik

Gr. Krossfjorden Kpl. Smeerenburgfj. Jedn. Biskayerhuken

Jedn. Mont Blanc Kpl. Richarddalen Jedn. Pinkiefjellet Gr. Kongsvegen

Gr. St. Jonsfjorden Gr. Magnethøgda

Gr. Nordbukta Gr. Deilegga Gr. Eimfjellet

Gr. Isbjørnhamna

Jedn. Sørbreen Jedn Vassfaret

Jedn. Rittervatnet Jedn. Polhem

Jedn. Smutsbreen

Jedn. Planetfjella ?

Kpl. Kapp Hansten Gr. Brennevinsfjorden

Kpl. Duvefjrden

orogeneza Sveco-Karelska

Paleoproterozoik

1600

2500

Jedn. Bangenhuk Jedn.

Instrumentberget-Flåtan

Jedn. Eskolabreen

szym niż ca. 1200 Ma (Larionov et al. 1998, fide Gee, Tebenkov 2004). W skały te

intrudowały następnie ciała granitoidowe wieku grenwilskiego (Gee et al. 1995, Johannson et

al. 2000). Sekwencje metaosadowe wyżej wymienionych wydzieleń są niezgodnie przykryte

(Ohta et al. 1982a) przez metawulkaniczne i metawulkanoklastyczne skały grupy Kapp

Hansteen oraz formacji Svartrabanne (Tebenkov 1983, Ohta 1985) wieku grenwilskiego ca.

960 Ma (Johansson et al. 2000). Uznaje się, iż cały kompleks złożony z metaosadowego

podłoża i metawulkanoklastycznej okrywy był wspólnie metamorfizowany w warunkach facji

zieleńcowej podczas intrudowania wspomnianych wcześniej granitoidów (Tebenkov et al.

2002).

Neoproterozoiczną platformę metaosadową stanowią klastyczno-węglanowe skały

grup Murchinsonfjorden na Nordaustlandet (Ohta 1982b; Sandelin et al. 2001) oraz

10

Lomfjorden we wschodniej części Ny Friesland (Harland et al. 1992; Harland 1997).

W przeciwieństwie do Nordaustlandet, we wschodniej części Ny Friesland poniżej skał grupy

Lomfjorden wydzielono dodatkowo metaosadową jednostkę skał grupy Planetfjella opisaną

po raz pierwszy przez Wallis'a (1969). Skały te były wstępnie korelowane ze skałami grupy

Kapp Hansteen lub Brennenvinsfjorden (Harland 1985). Larionov et al. (1998) opisał

ostatecznie istnienie w tych skałach detrytycznych cyrkonów ujawniających wiek gernwilski,

co nie pozwala zgodzić się z poglądami Harlanda (1985). Skały grup Murchinsonfjorden i

Lomfjorden przykryte są metaosadową sekwencją skał grupy Hinlopenstretet, w skład której

wchodzą wendyjskie tillity, kambryjskie skały klastyczne oraz wczesnoordowickie skały

węglanowe (Harland 1997).

Podczas orogenezy kaledońskiej w skały neoproterozoicznej platformy intrudowały

granitoidy (e.g. Harland 1997) powodując lokalny wzrost warunków metamorfizmu od facji

zieleńcowej po amfibolitową. Ponadto skały bezpośredniej okrywy kaledońskich granitoidów

uległy migmatytyzacji (Tebenkov et al. 2002; Johansson et al. 2004).

Subterran Zachodniej Ny Friesland odznacza się w skali całego Svalbardu odmienną

litologią oraz historią geologiczną. Dominującą strukturą tektoniczną tego subterranu jest tzw.

megaantyklina Atomfjella zbudowana wyłącznie ze skał sekwencji Atomfjella (Krasilscikov

1973). Sekwencja Atomfjella reprezentowana jest przez orto- i paragnejsy, metapelity

i kwarcyty. Na uwagę zasługują zwłaszcza ortognejsy stanowiące cztery horyzonty

metagranitowe przykryte metasedymentami. Pomimo tego, iż pierwotne struktury

sedymentacyjne zostały zatarte przez późniejsze prawdopodobnie kaledońskie odkształcenia,

Hellman et al. (1997) oraz Witt-Nilsson (1998) rozpoznali horyzonty zlepieńców

podstawowych leżących na metagranitach i zawierających klasty tychże skał.

Wiek metagranitów został określony na ca. 1750 Ma (Johannson et al. 1995; Larionov

et al. 1995; Johansson, Gee 1999), co stanowi o istnieniu egzotycznego svekofeno-

karelskiego podłoża krystalicznego w zachodniej części Ny Friesland. Datowano również

wkładki metasedymentów, rozdzielające horyzonty metagranitów, uzyskując wieki

rozciągające się w diapazonie czasowym pomiędzy późnym archaikiem a późnym

mezoproterozikiem (Gee, Hellman 1996; Hellman 2000). Dodatkowo w skałach tych

11

występują prawdopodobnie pierwotnie intruzywne ciała metabazytowe, których wiek

oszacowano na ca. 1300 Ma (Hellman, Witt-Nilson 1999).

Jak wcześniej nadmieniono uznaje się, iż główne zdarzenia metamorficzne miały

miejsce w epoce kaledońskiej podczas tzw. fazy Ny Friesland (Birkenmajer 1975)

mieszczącej się w zakresie ca. 404-432 Ma (Johannson et al. 1995; Larionov et al. 1995;

Johansson, Gee 1999). Nie jest natomiast komentowane znaczenie daty ca. 624 Ma (Balashov

et al. 1993; Larionov et al. 1995) uzyskanej dla cyrkonów z gnejsów Eskolabreen sekwencji

Atomfjella (dolne przecięcie dyscordii).

Według Harlanda (1997) sekwencja Atomfjella stanowi zgodny stratyfikowany

kompleks skalny. Konkurencyjny pogląd mówiący o czterokrotnej tektonicznej repetycji skał

sekwencji Atomfjella przedstawiają Gee et al. (1994) oraz Johansson et al. (1995). Skały

sekwencji Atomfjella przykryte są metaosadami grupy Planetfjella (opisywanymi wcześniej).

Dyskusyjna jest granica pomiędzy subterranem Wschodniej Ny Friesland

a subterranem Nordaustlandet. W opinii Gee et al. (1994) przebiega ona wzdłuż granicy

tektonicznej sekwencji Atomfjella a grupy Planetfjella, aczkolwiek Manby (1990 fide Gee,

Tebenkov 2004) kładzie tę granice w miejscu niezgodnego kontaktu grupy Planetfjella

z grupą Lomfjorden. W opinii Harlanda (1997) oba te kontakty należy uznać za

sedymentacyjne.

1.1.2. Terran Północno-zachodni

Terran Północno-zachodni zajmuje obszar na zachód od rozłamu tektonicznego

Breibogen-Bockfjorden, ograniczającego go od grabenu Andreeland oraz na północ od linii

wyznaczającej oś fiordu Kongsfjorden (Gee 1986; Gee, Page 1994). Skały podłoża

kaledońskiego odsłaniają się w obrębie dwóch równoległych południkowych horstów

przedzielonych grabenem Raudfjorden.

W podłożu wschodniego horstu Biskayerhalvøya-Holtedahlfonna dominującą

jednostką geologiczną jest sekwencja skał metaosadowych przynależna do grupy

Liefdefjorden. Skały te występują w tym rejonie w formie antykliny zbudowanej

12

z marmurów, metapelitów, gnejsów oraz migmatytów (Gjelsvik 1979). Lokalnie w kompleks

ten intrudowały grenwilskie granitoidy (Ohta, Larionov 1998; Ohta et al. 2003). W północnej

części półwyspu Biskayerhalvøya na skały grupy Liefdefjorden nasunięte są utwory jednostki

Richardalen zawierającej gnejsy hornblendowe, oczkowe ortognejsy, marmury oraz skały

metaklastyczne (Gee 1972). Wiek protolitu ortognejsów określono na grenwilski (Peucat et al.

1989), natomiast sprzeczne są opinie, co do wieku metamorfizmu całej jednostki Richardalen.

Pierwsze datowania gnejsów hornblendowych metodą K/Ar ujawniły wieki 529-541 Ma

(Gayer et al. 1966). Daty te doskonale korespondują z wiekami z zakresu 500-540

wykonanymi metodą Ar/Ar (Dallmeyer et al. 1990). Cyrkony pochodzące z eklogitów tej

jednostki ujawniły neoproterozoiczne wieki w zakresie 620-660 Ma (Peucat et al. 1989). Ohta

et al. (1989) wyrażają pogląd, iż katazonalny, egzotyczny dla archipelagu Svalbard,

metamorfizm skutkujący powstaniem eklogitów, a spowodowany intrudowaniem skał

granitoidowych, zachodził w neoproterozoiku i koresponduje z orogenami Pan-afrykańskimi

lub bajkalskimi. Z kolei wieki późnoordowickie autorzy ci wiążą z wstępną fazą orogenezy

kaledońskiej. Kolejne datowania cyrkonów i tytanitu z eklogitów i gnejsów hornblendowych

ujawniają bimodalny rozkład wieków w zakresie 618-667 Ma (tytanit i cyrkony) oraz

w zakresie 430-460 Ma (tytanit) (Gromet, Gee 1998). Autorzy ci uważają, iż wieki

neoproterozoiczne są wiekami krystalizacji pierwotnych skał felzytowych i maficznych,

a katazonalny metamorfizm zachodził w epoce kaledońskiej.

W obrębie horstu zlokalizowanego na zachód od grabenu Raudfjorden dominującą

jednostką geologiczną, podobnie jak w obrębie horstu Biskayerhalvøya-Holtedahlfonna, jest

grupa Liefdefjorden reprezentowana tu przez metapelity, paragnejsy, kwarcyty, marmury

i migmatyty, przy czym te ostatnie zdecydowanie przeważają w północnej części terenu.

Powstanie migmatytów wiązane jest z występowaniem w tym rejonie kaledońskich intruzji

granitoidowych (Hjelle et al. 1979; Balashov et al. 1996a; Ohta et al. 2003). Jak dotąd skały

grupy Liefdefjorden nie były bezpośrednio datowane pod kątem wieku metamorfizmu.

13

1.1.3. Terran Południowo-zachodni

Terran Południowo-zachodni zajmuje obszar pomiędzy Kongsfjorden a przylądkiem

Sørkapp. Od wschodu ograniczony jest przez kontynuację strefy tektonicznej Breibogen-

Bockfjorden. Sukcesja Hecla Hoek w obrębie omawianego terranu, zależnie od rejonu,

wykształcona jest w różny, niekiedy egzotyczny sposób.

Uznaje się, że na południe od fiordu Isfjorden aż po Sørkapp sukcesję proterozoiczną

buduje grenwilskie podłoże przykryte neoproterozoiczną platformą (Birkenmajer 1975, 1981,

1991; Bjørnerud 1990; Ohta, Dallmann 1999). Całość, z pewnymi wyjątkami, przykryta jest,

uznawanymi za wendyjskie, tillitami (formacja Kapp Lyell).

Najstarszymi elementami podłoża krystalicznego w obrębie omawianego terranu są

metaosadowe sekwencje wieku grenwilskiego Deilegga (na południu) i Nordbukta (na

północy) (Dallmann et al. 1990; Dallmann et al. 1993; Ohta 1994), metaosadowa sekwencja,

zwierająca horyzonty gnejsów oczkowych Magnethøgda (środkowa część Wedel Jarlsberg

Land) (Hauser 1982; Dallmann et al. 1990; Ohta 1994) oraz metaosadowowulkaniczna

sekwencja skał grupy Isbjørnhamna i Eimfjellet (południowo-zachodnia część Wedel

Jarlsberg Land) (Birkenmajer 1991; Czerny et al. 1993; Balashov et al. 1995, 1996b; Ohta

1994). Skały te od wyżej ległej grupy Sofiebogen (na południu) oraz sekwencji Dunderbukta

i Recherchefjorden (na północy) oddzielone są kątową niezgodnością Torellian (Dallmann et

al. 1990; Birkenmajer 1991; Czerny et al. 1993). Kompleks ten stanowi metaosadowa

sekwencja zawierająca bazalne zlepieńce (formacje Slyngfjellet oraz Konglomeratfjellet),

węglany oraz fyllity. Dodatkowo w obrębie tych skał spotykane są równowiekowe z ich

protolitem intruzje skał bazytowych (Dallman et al. 1990, Czerny et al. 1993). W Sørkapp

Land oraz w południowo-zachodniej części Wedel Jarlsberg Land całość niezgodnie

przykryta jest przez osadową sekwencję Sofiekammen, która z kolei oddzielona jest kolejną

niezgodnością od osadowej sekwencji skał Sørkapp Land (Birkenmajer 1991; Dallmann et al.

1993). W rejonach północnych, od Torellbreen aż po Prins Karls Forland ponad skałami

sekwencji Donderbukta i Recherchefjorden, zalegają tillity formacji Kapp Lyell (Dallmann et

al. 1990; Gee, Tebenkov 2004).

14

Pierwsze oznaczenia wieku metamorfizmu (metoda K/Ar) dla skał podłoża

omawianego terranu wykazały wiek ca. 600 Ma (Gayer et al. 1966). Jednakże późniejsze

oznaczenia wieku metamorfizmu (metoda cyrkonowa oraz Rb/Sr) wykazały, iż skały grupy

Isbjørnhamna oraz Eimfjellet były metamorfizowane podczas orogenezy grenwilskiej

(Gavrilenko et al. 1993; Balashov et al. 1995; Balshov et al. 1996b). Uznano także, iż skały

grupy Deilegga (oraz ich ekwiwalenty) były również metamorfizowane podczas orogenezy

grenwilskiej. Jedynie w opinii Birkenmajera (1991) skały grupy Deilegga nie podlegały

w tym czasie metamorfizmowi. W wyniku datowań hornblendy i mik pochodzących ze skał

grupy Isbjørnhamna oraz Eimfjellet ponownie uzyskano zaskakujące neoproterozoiczne wieki

w zakresie 575-616 Ma (Manecki et al. 1998). Autorzy zinterpretowali te daty jako „ostatnie

proterozoiczne podgrzanie” nie łącząc ich z jakimkolwiek zdarzeniem metamorficznym.

Najnowsze oznaczenia wieku metamorfizmu (metoda monacytowa) skał podłoża

kaledońskiego w południowo-zachodniej części Wedel Jarlsberg Land ujawniają

neoproterozoiczne wieki w zakresie 619-653 Ma zarówno dla skał Isbjørnhamna (Majka

2006) jak i Deilegga oraz Sofiebogen (Manecki et al. 2006b; Szwakopf et al. 2006).

Cały kompleks podłoża krystalicznego w omawianej części terranu Południowo-

zachodniego objęty został zmianami związanymi z metamorfizmem kaledońskim

w warunkach facji zieleńcowej. Dotychczasowe wyniki datowań rozkładają się w dość

szerokim diapazonie czasowym 432-524 Ma (Manecki et al. 1998, 2006a; Szwakopf et al.

2006)

Egzotycznym kompleksem skalnym w obrębie terranu Południowo-zachodniego

wydaje się być występujący w rejonie Motalafjella zespół skał zmetamorfizowanych

w warunkach facji łupków niebieskich oraz eklogitowej (Ohta 1979; Ohta et al. 1989).

Kompleks ten, nazywany Vestgøtabreen, ujawnia wiek studzenia ca. 470 Ma (Horsfield 1972;

Dallmeyer et al. 1989). W skład kompleksu Vestgøtabreen wchodzą eklogity, łupki

glaukofanowo-granatowe, łupki mikowe oraz podrzędnie gabra i serpentynity (Ohta et al.

1989; Gee, Tebenkov 2004). Kompleks ten jest niezgodnie przykryty skałami osadowymi

wieku ordowik/sylur (Armstrong et al. 1986; Scrutton et al. 1976). Z kolei całość nasunięta

jest na, uznawane za wendyjskie, tillity (Gee, Tebenkov 2004). Obecność skał UHP oraz skał

pochodzących ze skorupy oceanicznej związane jest z subdukcją tej ostatniej we wczesnym

15

ordowiku. Następnie kompleks ten został wyniesiony, a później ztektonizowany (Ohta et al.

1989). Ponadto w całym rejonie Motalafjella, silniej niż gdzie indziej, zaznaczają się

trzeciorzędowe struktury tektoniczne.

Kaledońskie terrany archipelagu Svalbard, mimo iż rozpatrywane oddzielnie, mają

pewne cechy wspólne. W każdym z terranów występują uznawane za wendyjskie horyzonty

tillitów, korelowane wiekowo ze zlodowaceniem Varnagian. Jednocześnie jednak, we

wszystkich terranach zaznacza się w pewnym stopniu neoproterozoiczny epizod

metamorficzny i ewentualnie magmowy. Daty neoproterozoiczne uzyskiwane przez licznych

autorów były często ignorowane lub z trudem interpretowane, gdyż stały w sprzeczności

z powszechnym przekonaniem, co do wieku nigdy bezpośrednio nie datowanych tillitów.

Elementem łączącym terrany Południowo-zachodni oraz Wschodni może być również

obecność wczesnopaleozoicznej fauny charakterystycznej dla Laurencji (e.g. Fortey, Barnes

1977). Każdy z terranów ujawnia dodatkowo szereg dat zamykających się w diapazonie

czasowym odpowiadającym różnym fazom orogenezy kaledońskiej.

1.2. POSTKALEDOŃSKIE PIĘTRA STRUKTURALNE

1.2.1. Sekwencja osadowa Old Red’u

Sekwencja osadowa Old Red’u stanowiąca kolejne piętro strukturalne odsłania się

w obrębie dwóch charakteryzujących się południkowym przebiegiem grabenów Andreeland

i Bockfjorden usytuowanych w północnej części Spitsbergenu (Steel, Worsley 1984; Worsley

1986; Harland 1997; Dallmann 1999). Warstwy Old Red’u stanowią miąższy (ok. 8km)

kompleks głównie osadów klastycznych pochodzenia aluwialnego, fluwialnego i deltowego,

charakterystycznych dla półsuchych środowisk sedymentacyjnych. W środkowym dewonie

prawdopodobna zmiana warunków klimatycznych spowodowała, iż osady tego wieku są

charakterystyczne dla bardziej wilgotnych środowisk sedymentacyjnych tj. wilgotnych

równin przybrzeżnych czy brakicznych środowisk zatokowych (Gjelsvik, Ilyes 1991). Skały

te bogate są w liczne skamieniałości przewodnie (e.g. Kiær, Heintz 1935; Blieck et al. 1987;

16

Ilyes et al. 1995). Podczas fazy Svalbardian (Birkenmajer 1975), przypadającej na późny

dewon, zaktywizowany został rozłam tektoniczny Billefjorden, a osady Old Red’u zostały

sfałdowane (Dallmann 1999).

1.2.2. Postdewońskie piętro strukturalne

Niezgodnie zalęgające karbońskie, głównie lądowego pochodzenia, klastyczne osady

z przewarstwieniami węgli rozpoczynają postdewońską sekwencję osadową archipelagu

Svalbard. Od późnego karbonu poprzez perm i cały mezozoik rozwijał się na obszarze

archipelagu Svalbard oraz szelfu Barentsa stabilny basen sedymentacyjny. Utwory tego

basenu odsłaniają się aktualnie w formie platformy zbudowanej z permskich skał głównie

węglanowych, ewaporatowych zakończonych powierzchnią erozyjną. Osady triasowe

rozpoczynają się bazalnym zlepieńcem zawierającym permskie klasty i kontynuują się w górę

profilu jako piaskowce i łupki ilaste. Osady jurajskie i kredowe to głównie mułowce i łupki

ilaste z przewarstwieniami piaskowców lub osadów węglanowych. W obrębie jurajsko-

kredowej sekwencji osadowej widoczne są cykle sedymentacyjne wskazujące na

transgresywny charakter tych osadów. W późnej kredzie otwieranie się inicjalnego Oceanu

Atlantyckiego (Harland 1967; Birkenmajer 1972; Max, Ohta 1988) skutkowało intensywnymi

deformacjami skał podłoża kaledońskiego i karbońsko-mezozoicznej platformy osadowej

(Braathen et al. 1995) oraz utworzeniem tzw. Centralnego Basenu Trzeciorzędowego

(Dallmann 1999). Osady wspomnianego basenu wyróżniane są jako subpiętro strukturalne w

obrębie platformy postdewońskiej (Harland 1997). Jest to typowa fliszowa sekwencja

piaskowcowo-ilasta z pokładami węgla brunatnego.

1.2.3. Kredowo-kenozoiczna działalność wulkaniczna

Otwieranie się Oceanu Atlantyckiego skutkowało również wzmożoną działalnością

wulkaniczną (Harland 1997; Dallmann 1999). Wczesnym przejawem są opisywane m. in.

przez Birkenmajera i Morawskiego (1960) i Maneckiego (1989) dajki dolerytowe wieku

kredowego (Birkenmajer 1986). Jednakże najbardziej spektakularne wydają się być, znane z

17

północnej części wyspy Spitsbergen, mioceńskiego i plioceńskiego wieku plateau bazalty oraz

nie starsze niż 0,25 Ma wulkany (Gjelsvik 1963; Maher Jr. 2001).

18

2. BUDOWA GEOLOGICZNA POŁUDNIOWO-ZACHODNIEJ CZĘŚCI

ZIEMI WEDEL JARLSBERGA

Ziemia Wedel Jarlsberga usytuowana jest w południowo-zachodniej części wyspy

Spitsbergen. Na obszarze ograniczonym od północy i wschodu lodowcami Torellbreen i

Hansbreen, od południa fiordem Hornsund, zaś od zachodu Morzem Grenlandzkim odsłaniają

się skały kaledońskiego fundamentu krystalicznego należące do terranu Południowo-

zachodniego. Pierwsze doniesienia o skałach kaledońskiego fundamentu krystalicznego

(Sukcesja Hecla Hoek) w tej części archipelagu Svalbard zostały zawarte w pracach Nathorsta

(1910), Hoel’a (1918, 1929) oraz Orvin’a (1934, 1940).

Z końcem lat sześćdziesiątych ubiegłego stulecia na terenie Ziemi Wedel Jarlsberga

nad fiordem Hornsund rozpoczęto, pod kierownictwem Stanisława Siedleckiego, budowę

stałej stacji badawczej nazywanej od tego czasu Polską Stacją Polarną na Spitsbergenie.

Istnienie odpowiedniego zaplecza zaowocowało dynamicznym rozwojem badań

geologicznych na tym terenie.

Birkenmajer (1958, 1959, 1960a,b) dokonał pierwszego podziału litostratygraficznego

skał podłoża kaledońskiego w tym rejonie. Równocześnie ukazały się pionierskie opisy

mineralogiczno-petrograficzne tych skał (Smulikowski 1960, 1965, 1968; Narębski 1960,

1965; Birkenmajer, Narębski 1960) oraz towarzyszącej im mineralizacji kruszcowej

(Wojciechowski 1964; Birkenmajer, Wojciechowski 1964). W kolejnych latach obserwuje się

dalszy rozwój poglądów na temat skał podłoża krystalicznego południowo-zachodniej części

Ziemi Wedel Jarlsberga.

Skały podłoża krystalicznego południowo-zachodniej części Ziemi Wedel Jarlsberga

zostały zaszeregowane do pięciu niezależnych jednostek i nazwane jako grupy: Isbjørnhamna,

Eimfjellet, Deilegga, Sofiebogen oraz Sofiekammen (Birkenmajer 1958, 1975, 1992). Według

Birkenmajera (1958, 1975, 1991, 1992) najniższą część profilu litostratygraficznego stanowią

metapelity, paragnejsy i łupki kalcytowo-mikowe z przewarstwieniami marmurów grupy

Isbjørnhamna, niezgodnie przykryte przez metawulkanoosadowy kompleks grupy Eimfjellet,

podzielonej na dwie podgrupy: Skålfjellet i Vimsodden. Całość z kolei oddzielona jest

nieciągłością Werenskioldian od wyżej ległych skał grupy Deilegga, zawierającej głównie

19

fyllity, kwarcyty i marmury. Zarówno skały grupy Isbjørnhamna, Eimfjellet jak i Deilegga

ujęte zostały w obrębie supergrupy Torellbreen, która oddzielona jest od wyżej ległych skał

kątową nieciągłością Torellian. Ponad nieciągłością Torellian zalegają skały grupy

Sofiebogen, będące metaosadowym kompleksem złożonym z metakonglomeratów,

dolomitów i fyllitów. Od kambryjsko-ordowickiej głównie węglanowej supergrupy

Hornsund, skały grupy Sofiebogen oddzielone są nieciągłością Jarlsbergian. Do supergrupy

Hornsund zaliczono grupy Sofiekammen oraz leżącą na południe od fiordu Hornsund,

oddzieloną nieciągłością Hornsundian, grupę Sørkapp Land. Postulowano, iż cała sukcesja

reprezentuje marginalne części basenu o charakterze eugeosynkliny, a wyraźne nieciągłości

miałyby odpowiadać kolejnym etapom diastroficznym.

Czerny et al. (1993) wyrażają pogląd, iż skały grup Isbjørnhamna, Eimfjellet,

Deilegga i Sofiebogen przynależą do dwóch bloków tektonicznych oddzielonych strefą

tektoniczną Vimsodden-Kosibapasset (Fig.2.). Najniższym elementem południowego bloku

tektonicznego są skały grupy Isbjørnhamna zgodnie przykryte przez skały grupy Eimfjellet.

Grupę Eimfjellet podzielono na nowo i zaliczono do jej obrębu wszystkie horyzonty skalne na

południe od strefy tektonicznej Visodden-Kosibapasset, a zalegające powyżej utworów grupy

Isbjørnhamna. Z kolei północny blok tektoniczny budują skały grupy Deilegga oraz

Sofiebogen oddzielone od siebie nieciągłością Torellian. Skały grupy Deilegga zostały

podzielone w sposób odmienny, na trzy formacje Strypegga, Skilryggbreen i Deilegbreen

kierując się przy tym wyróżnionymi cyklami sedymentacyjnymi. Istotnym jest również, iż

skały podgrupy Vimsodden (Birkenmajer 1992) włączone zostały w skład grupy Sofiebogen,

z wyjątkiem skał formacji Pyttholmen, którą włączono w skład grupy Eimfjellet. Poglądy

Czernego et al. (1993) na temat stratygrafii wyżej ległych jednostek pozostają w zgodzie ze

schematem zaproponowanym przez Birkenmajera (1992). Zgodny pogląd z podziałem

Czernego et al. (1993) na temat stratygrafii południowo-zachodniej części Ziemi Wedel

Jarlsberga przedstawia Ohta (1994, informacja ustna) z wyjątkiem niewielkich zmian

dotyczących nazewnictwa i następstwa warstw w obrębie grupy Eimfjellet oraz formacji

Elveflya.

20

Fig. 2. Elementy strukturalne południowo-zachodniej części Ziemi Wedel Jarlsberga (na podstawie Czerny et al. 1993, uproszczone).

21

2.2. POŁUDNIOWY BLOK TEKTONICZNY

2.2.1. Grupa Isbjørnhamna

Grupa Isbjørnhamna składa się z trzech formacji: Skoddefjellet, Ariekammen oraz

Revdalen. Spąg grupy Isbjørnhamna nie odsłania się, natomiast od góry omawiana grupa

ograniczona jest utworami grupy Eimfjellet.

Formacja Skoddefjellet jest najniższym ogniwem w profilu litostratygraficznym

południowego bloku tektonicznego. Jest to kompleks wzajemnie przewarstwiających się,

metaarenitów i metaszarogłazów oraz metapelitów o nieznanej miąższości, aczkolwiek

przekraczającej 1000m. Górną granicę formacji Skoddefjellet wyznacza pierwszy horyzont

łupków kalcytowo-mikowych formacji Ariekammen.

Do metaarenitów i metaszarogłazów można zaliczyć paragnejsy, paragnejsy

z granatami i kwarcyty skaleniowe, a z kolei metapelity reprezentowane są przez łupki mikowe

i łupki mikowe z granatami. Najniższe odsłaniające się horyzonty formacji Skoddefjellet to

łupki mikowe i łupki mikowe z granatami. Powyżej następuje dość monotonna sekwencja

wzajemnie przewarstwiających się paragnejsów, kwarcytów skaleniowych oraz łupków

mikowych. Generalną tendencją jest, iż w niższych częściach profilu paragnejsy zdecydowanie

przeważają nad pozostałymi odmianami litologicznymi, natomiast ku górze miąższości łupków

mikowych znacznie wzrasta do tego stopnia, że w niektórych rejonach (Skålfjelldalen,

Birkenmajerkammen) stropowe horyzonty łupkowe formacji Skoddefjellet osiągają

miąższości, co najmniej kilku metrów. Kwarcyty skaleniowe towarzyszące zawsze

paragnejsom są najrzadszą odmiana litologiczną, a stwierdzone zostały incydentalnie jedynie w

rejonie Fugleberget i Torbjørnsenfjellet.

Formacja Ariekammen wyróżnia się spośród skał grupy Isbjørnhamna obecnością skał

węglanowych. Jest to urozmaicony litologicznie kompleks łupków kalcytowo-mikowych

i łupków mikowych z horyzontami marmurów kalcytowych. Miąższość formacji Ariekammen

waha się od ok. 200 do ok. 600m. Górną granicę formacji Ariekammen wyznacza drugi

horyzont łupków mikowych z granatami. Dominującą odmianą litologiczną są

charakterystyczne, selektywnie wietrzejące, łupki kalcytowo-mikowe i łupki kalcytowo-

22

mikowe z granatami, w obrębie których wyróżnić można przewarstwienia łupków mikowych

oraz horyzonty białych i żółtych marmurów kalcytowych. Jakkolwiek w całym profilu

dominują łupki kalcytowo-mikowe, należy zauważyć, iż w dolnej części obecne są cienkie

wkładki ubogich w węglany łupków mikowych. Kierując się ku stropowi udział tych ostatnich

praktycznie zanika, natomiast notowana jest obecność żółtych marmurów kalcytowych.

Początkowo w formie drobnych soczewek, aż po ciągły horyzont. Ponad tym horyzontem

następuje kolejna monotonna sekwencja łupków kalcytowo-mikowych kończąca się cienkim

horyzontem białych marmurów kalcytowych. Ponad tym horyzontem zalegają wyróżniające

się litologicznie bezwęglanowe łupki mikowe z granatami. Całość formacji Ariekammen

zamyka kolejny zespół łupków kalcytowo-mikowych przykryty zgodnie bezwęglanowymi

łupkami mikowymi wyżej ległej formacji Revdalen.

Stropowa formacja skał grupy Isbjørnhamna, formacja Revdalen, to monotonny zespół

łupków mikowych z granatami i łupków mikowych o miąższości nie przekraczającej 200m.

Górną granicę tej formacji wyznacza zgodny kontakt z wyżej ległymi kwarcytami formacji

Skjerstranda przynależnymi do grupy Eimfjellet. W świetle najnowszych badań terenowych

(sezon 2006; dane niepublikowane) stwierdzono, iż graniczące ze sobą skały obu grup są

przefałdowane w mezoskali, natomiast kontakt ich jest ostry. Należy, zatem odrzucić pogląd

Czernego et al. (1993), iż skały obu graniczących grup wzajemnie się przewarstwiają.

W obrębie skał grupy Isbjørnhamna (formacja Skoddefjellet) występują nie

przekraczające kilku metrów szerokości żyły pegmatytowe. Żyły te odkryte zostały w rejonie

Ariekammen (Czerny et al. 1993). Dalsze wystąpienia żył pegmatytowych rozpoznano w

rejonie Skoddefjellet, a ich wstępna charakterystyka pozwoliła stwierdzić, iż są

najprawdopodobniej pochodzenia anatektycznego (Majka et al. 2005).

Szczegółowa charakterystyka petrograficzna poszczególnych typów litologicznych skał

grupy Isbjørnhamna zawarta jest w dalszym rozdziale niniejszej rozprawy.

23

2.2.2. Grupa Eimfjellet

Grupa Eimfjellet została podzielona na sześć formacji: Skjerstranda, Eimfjellbreane,

Skålfjellet, Bratteggdalen, Gulliksenfjellet oraz Pyttholmen. Od dołu grupę Eimfjellet

ograniczają łupki mikowe formacji Revdalen, zaś jej górna granicę wyznacza strefa

tektoniczna Vimsodden-Kosibapasset.

Formację Skjerstranda budują głównie kwarcyty skaleniowe z przewarstwieniami bądź

soczewkami amfibolitów. Domieszka skaleni w kwarcytach może dochodzić nawet do 25%

obj., przy czym skalenie potasowe zdecydowanie przeważają nad plagioklazami. Wśród

minerałów akcesorycznych na wyróżnienie zasługują częste cyrkony. Amfibolity, z reguły

afanitowe lub drobnoblastyczne niekiedy bywają przewarstwione cienkimi laminami

kwarcytowymi. Uznaje się, iż taka sytuacja odzwierciedla pierwotne piroklastyczne

pochodzenie amfibolitów. Dodatkowo stosunkowo wysoka zawartość skalenia potasowego

w kwarcytach oraz domieszka euhedralnych cyrkonów znamionować mają piroklastyczny

komponent w pierwotnym terygenicznym osadzie (Czerny et al. 1993).

Powyżej skał formacji Skjerstranda, generalnie terygenicznego pochodzenia, następuje

uważana za pierwotnie wulkanogeniczno-terygeniczną formacja Eimfjellbreane. Podczas gdy

dolną granicę tej formacji wyznacza ostatni horyzont kwarcytów Skjerstranda, górną granicę

wyznacza najwyższy horyzont kwarcytów omawianej formacji. Formację tę budują łupki

chlorytowe i biotytowe, amfibolity z enklawami metagranitoidów, a także lokalnie

występujące przewarstwienia felsów skaleniowo-kwarcowych. Dolną część formacji

Eimfjellbreane budują ciemnozielone amfibolity przykryte serią wzajemnie

przewarstwiających się warstw kwarcytów i łupków chlorytowych. W obrębie owych łupków

lokalnie występują drobne warstwy felsów skaleniowo-kwarcowych oraz stosunkowo miąższe

ciała amfibolitowe. Powyżej następuje seria zielonych i czarnych amfibolitów

z przewarstwieniami łupków biotytowych i felsów skaleniowo-kwarcowych. Dodatkowo w tej

części profilu obecne są dość liczne soczewy drobnoblastycznych metagranitoidów. Całość

formacji zamyka kolejna sekwencja wzajemnie przewarstwiających się kwarcytów i łupków

chlorytowych lub biotytowych.

24

Łupki chlorytowe i biotytowe oraz felsy skaleniowo-kwarcowe mają odzwierciedlać

pierwotny, tufogeniczny materiał współsedymentujący z osadem terygenicznym (kwarcyty)

(Czerny et al. 1993). Z kolei amfibolity stanowią zmetamorfizowane bazalty z enklawami

granitoidowymi. Najnowsze wyniki badań terenowych (sezon 2006; dane niepublikowane)

wskazują, iż w dużej mierze te części omawianej formacji, które obfitują w wystąpienia

kwarcytów i łupków chlorytowych lub biotytowych, mają charakter melanżu tektonicznego, a

same łupki należałoby nazwać fyllonitami. Wobec takiej hipotezy protolit tych skał byłby

trudny do odczytania.

Powyżej ostatniego horyzontu kwarcytów formacji Eimfjellbreane rozpoczyna się

miąższy kompleks warstwowanych amfibolitów z przewarstwieniami felsów skaleniowo-

kwarcowych formacji Skålfjellet. W obrębie serii amfibolitowych występują horyzonty

z licznymi enklawami skał plutonicznych, zarówno bazytowych, jak i kwaśnych. Enklawy skał

plutonicznych różnego typu grupują się w oddzielnych warstwach stratyfikowanych

amfibolitów.

Amfibolity formacji Skålfjellet występują generalnie w odmianach afanitowej,

drobnoblastycznej lub plagiofirowej. Skały te formują kolejne warstwy odzwierciedlające

pierwotne, kolejne pokłady lawy bazaltowej. Lokalnie obecne są również, występujące

w formie warstw bądź soczew, średnio i gruboblastyczne amfibolity interpretowane jako

pierwotnie wewnętrzne partie potoków lawowych lub niewielkich rozmiarów sille. Należy

także wyróżnić, występujące w formie soczew, w obrębie klasycznych ciemnych amfibolitów,

jasno wietrzejące, gruboblastyczne amfibolity. Skały te interpretowane są jako uprzednio

wykrystalizowane enklawy gabrowe wyniesione na powierzchnie wraz z lawą bazaltową.

Szczególnie interesującymi skałami formacji Skålfjellet wydają się być obecne

w formie enklaw w otaczających metabazaltach, metagabra anortozytowe oraz metagranitoidy

(Czerny et al. 1993). Metagabra anortozytowe, z miejscowo zachowanymi strukturami

kumulatywnymi, formują ciała sięgające nawet do kilkunastu metrów średnicy. Ich granice

z otaczającymi skałami są ostre i pozbawione stref przejściowych. Nie są widoczne również

ślady kontaktów termicznych na granicach ciał gabrowych (Derwisz 2004). Ponadto w obrębie

samych metagabr częste są wystąpienia żył o charakterze aplitowym, nie kontynuujące się

w skały osłony. Uznano także, iż omawiane metagabra mają charakter autolitów, o czym

25

świadczyć może komagmowy z otaczającymi metabazaltami charakter tych skał (Czerny

1999). Skały te były i są nadal przedmiotem dyskusji. Wstępnie bowiem, uznawane były za

niezależne ciała intruzywne (Smulikowski 1965), zaś w świetle ostatnich badań terenowych

(sezon 2006; dane niepublikowane) lansowana zaczyna być hipoteza mówiąca o starszym od

bazaltów wieku magmowym gabr.

Enklawy metagranitoidów grupują się z kolei w obrębie dwóch oddzielnych

horyzontów. Metagranitoidy obu horyzontów mają charakter leukokratyczny, aczkolwiek

różnią się od siebie petrograficznie. Metagranitoidy dolnego horyzontu reprezentują generalnie

białą gruboziarnistą odmianę kwarcowo-albitową, zaś metagranitoidy górnego horyzontu to

głównie różowe lub czerwone, bogate w skaleń potasowy monzonity kwarcowe (Czerny et al.

1993). Na podstawie minerałów akcesorycznych i charakterystyki geochemicznej tychże

metagranitoidów sklasyfikowano je jako A-typowe granitoidy śródpłytowe (Czerny 1999).

Przewarstwiające się z amfibolitami formacji Skålfjellet felsy skaleniowo-kwarcowe

interpretowane są generalnie jako pierwotne kwaśne tufy oraz w nielicznych przypadkach jako

drobne ciała intruzywne.

Dolną granicę kolejnej formacji, Bratteggdalen, wyznacza pierwsza z warstw

kwarcytów tej formacji (kwarcyty typu Gulliksenfjellet), a ponad nią następuje seria

bimodalnych metawulkanitów reprezentowanych przez amfibolity, metaryolity oraz metatufy

ryolitowe przewarstwiane niekiedy przez w/w kwarcyty. Lokalnie obecne są również, w

obrębie amfibolitów, enklawy metagranitoidów. Uznaje się, że skały formacji Bratteggdalen

zazębiają się ze skałami formacji Gulliksenfjellet, a w kierunku zachodnim stopniowo,

lateralnie zastępowane są przez te ostatnie (Czerny et al. 1993). Stwierdzono, iż górną granicę

wyznacza pierwsza miąższa ławica monotonnego kompleksu kwarcytowego Gulliksenfjellet.

Cała formacja Bratteggdalen została podzielona na pięć członów (Czerny et al. 1993),

do których zaszeregowano: amfibolity z enklawami metagranitoidów porfirowatych,

amfibolity z wkładkami metaryolitów, czarne amfibolity gruboblastyczne, amfibolity z

wkładkami łupków chlorytowych i biotytowych oraz łupki mikowe. Większość amfibolitów

uznaje się za pierwotne kolejne wylewy magmy bazaltowej niosącej ze sobą w pewnych

przypadkach enklawy magmy granitoidowej. Jedynie czarne amfibolity gruboblastyczne budzą

pewne kontrowersje co do protolitu. Możliwe jest, iż reprezentują one sill diabazowy bądź,

26

podobnie jak pozostałe amfibolity tej jednostki, stanowią fragment potoku lawowego o

miąższości pozwalającej na uformowanie się struktury pierwotnie grubokrystalicznej. Poza

enklawami metagranitoidowymi głównym komponentem kwaśnym omawianej formacji są

metaryolity reprezentowane przez felsy skaleniowo-kwarcowe oraz metatufy ryolitowe

reprezentowane przez łupki chlorytowe i biotytowe.

Całość formacji Bratteggdalen można opisać jako zróżnicowany przestrzennie

kompleks bazytowych potoków lawowych przewarstwionych nieciągłymi horyzontami law

kwaśnych i kwaśnych tufów. Możliwe jest zatem, iż takie relacje pomiędzy skałami omawianej

formacji nawiązują do pierwotnych warunków depozycji na stromych stokach paleowulkanu.

Warto nadmienić również, że lateralne zastępowanie się skał wulkanicznych z kwarcytami

Gulliksenfjellet znamionuje prawdopodobnie płytkowodne środowisko depozycji.

Formacja Gulliksenfjellet stanowi dosyć monotonny kompleks kwarcytów z wkładkami

amfibolitów i zieleńców oraz towarzyszących im łupków chlorytowych, a także łupków

biotytowo-muskowitowych. W wyniku lateralnego zastępowania się skał formacji

Gulliksenfjellet z utworami formacji Bratteggdalen, w dolnej części profilu omawianej

formacji obecne są również wkładki tufoegnicznych metawulkanitów. Za górną granicę

formacji uznaje się ostry kontakt pomiędzy kwarcytami, a wyżej ległymi łupkami mikowymi

formacji Pyttholmen.

Stanowiące główne ogniwo formacji Gulliksenfjellet, białe lub zielone wyraźnie

warstwowane kwarcyty, reprezentują dojrzały sedyment będący pierwotnie arenitem.

Charakterystyczna jest obecność w tych skałach częstych, dobrze obtoczonych cyrkonów.

Lokalnie (na wyspie Pyttholmen) stwierdzono domieszkę skaleni potasowych prawdopodobnie

tufogenicznego pochodzenia (Smulikowski 1968).

Wieńcząca profil grupy Eimfjellet formacja Pyttholmen zawiera dwa zasadnicze

ogniwa. Dolną część tej formacji budują łupki muskowitowe i łupki chlorytowo-muskowitowe.

Lokalnie w ich podłożu spotykana jest warstwa zawierająca pierwotną brekcję

sedymentacyjną. Protolitem serii łupkowej były najprawdopodobniej kwaśne tufy. Ponad serią

łupkową zalegają metakonglomeraty ryolitowe. Zdecydowana większość klastów jest

pochodzenia ryolitowego, aczkolwiek obecna jest również drobna domieszka klastów

kwarcytowych. Matrix tychże metakonglomeratów petrograficznie zbliżony jest do łupków

27

muskowitowo-biotytowych i muskowitowo-chlorytowych. Metaryolity te są identyczne pod

względem litologicznym z metaryolitami formacji Bratteggdalen (Czerny 1999).

Tufogeniczne skały formacji Pyttholmen stanowią kompleks najmłodszych

metawulkanitów przynależnych do grupy Eimfjellet. Nie jest jednak jasne czy reprezentują one

końcowy etap działalności paleowulkanu Eimfjellet, czy też może stanowią redeponowany

materiał pochodzący z formacji Bratteggdalen.

Uważa się, że skały grupy Eimfjellet stanowią bimodalny kompleks

zmetamorfizowanych law bazaltowych i ryolitowych oraz towarzyszących im tufów

z zachowaną paleostrukturą wulkanu typu centralnego (Czerny 1999). Pośród bazaltów

wyróżnić można geochemicznie odmiany OIB i MORB, a także skały powstałe na skutek

mieszania się obu typów magm. Z kolei skały kwaśne mają geochemiczny charakter

odpowiadający A-typowym granitoidom. Obecne są również podrzędnie skały znamionujące

hybrydyzację magmy bazaltowej na skutek mieszania z magmą kwaśną. Z powyższego

wynika, iż oba skrajne ogniwa magmatyzmu towarzyszącego powstaniu paleowulkanu

Eimfjellet mają geotektoniczny charakter kontynentalnych wulkanitów śródpłytowych (Czerny

1999).

2.2.3. Metamorfizm skał południowego bloku tektonicznego

Skały południowego bloku tektonicznego uległy mezozonalnemu metamorfizmowi

w warunkach facji amfibolitowej i albitowo-epidotowo-amfibolitowej a następnie

epizonalnemu metamorfizmowi w warunkach facji zieleńcowej (Smulikowski 1960, 1965;

Czerny et al. 1993). Badania geotermobarometryczne tych utworów (Grochowski 2003; Majka

2003; Majka et al. 2004) pozwoliły wstępnie oznaczyć warunki starszego etapu metamorfizmu,

a także, w przybliżeniu, granice poszczególnych mineralnych zon metamorficznych.

Generalnie zauważaną tendencją jest to, iż skały o najniższym stopniu metamorfizmu

odsłaniają się w północno-zachodniej części terenu, kierując się na południowy wschód,

obserwuje się skały coraz wyższego stopnia.

Pierwsze datowania, metodą K/Ar, tego etapu metamorfizmu ujawniły wiek ca. 600 Ma

(Gayer et al. 1966). W wyniku dalszych badań wieku metamorfizmu skał omawianego bloku

28

tektonicznego uzyskano starsze daty grenwilskie. Dla trzech próbek skał grupy Isbjørhmana

uzyskano, interpretowany jako metamorficzny, wiek ca. 930 Ma, przy użyciu metody Rb/Sr

dla całej skały (Gavrilenko et al. 1993). Podobne wieki uzyskano w wyniku datowania

cyrkonów, metodą U/Pb, pochodzących z klastów metakonglomeratów ryolitowych formacji

Pyttholmen. Uzyskano dolne przecięcie dyskordii, dla populacji cyrkonów ujawniających wiek

protolitu ryolitowego klastów (1251±57 Ma), wskazujące wiek 924±256 Ma (Balashov et al.

1995). Wydatowano także populację cyrkonów detrytycznych lub/i odziedziczonych (sensu

Balashov et al. 1995) uzyskując kolejno wieki 2508±125 (górne przecięcie dyskordii) oraz

931±54 (dolne przecięcie dyskordii). Datując metodą U/Pb, na pojedynczym ziarnie, cyrkony

pochodzące z metagabr formacji Skålfjellet uzyskano wiek magmatyzmu skał grupy Eimfjellet

zamykający się w diapazonie 1203-1135 Ma (Balashov et al. 1996b). Dodatkowo wykonano

oznaczenie wieku cyrkonów detrytycznych (populacyjna metoda U/Pb) uzyskując górną

granicę wieku protolitu ca. 2300 Ma, zaś dolne przecięcie dyskordii wskazało wiek ca. 360

Ma. Stosując metodę Ar/Ar Manecki et al. (1998) uzyskał wiek 616±17 Ma dla hornblendy

pochodzącej ze skał grupy Eimfjellet oraz 584±14 i 575±15 Ma dla separatów muskowitowych

pochodzących ze skał grupy Isbjørnhamna. Wieki te zinterpretowano jako prawdopodobny

efekt wendyjskiej aktywności magmowej znanej z innych regionów archipelagu Svalbard.

Wstępne wyniki oznaczeń wieku monacytów, pochodzących ze skał grupy Isbjørnhamna,

wskazują ich neoproterozoiczny wiek ca. 650 Ma (Majka 2006). Rozszerzone wyniki tych

badań oraz ich interpretacja są przedmiotem rozważań w dalszych rozdziałach niniejszej

rozprawy.

Kolejny etap metamorfizmu w warunkach facji zieleńcowej zachodził podczas

orogenezy kaledońskiej (Smulikowski 1960, 1965; Czerny et al. 1993; Grochowski 2003;

Majka 2003). Etap ten skutkował wtórnymi zmianami tj. chlorytyzacja i/lub serycytyzacja

(Czerny et al. 1993; Galos 1989; Grochowski 2003; Majka 2003) minerałów powstałych

podczas starszego etapu metamorfizmu oraz powstaniem niezgodnie tnących starszą foliację

pasm diaftorytów (sensu Czerny et al. 1993). Wiek tego etapu metamorfizmu skał

południowego bloku tektonicznego określono przy użyciu metody Ar/Ar. Uzyskano daty

484±5 dla separatu biotytowego pochodzącego ze skał grupy Isbjørnhamna oraz 459±9 dla

separatu muskowitowego pochodzącego ze skał grupy Eimfjellet (Manecki et al. 1998).

29

2.3. PÓŁNOCNY BLOK TEKTONICZNY

2.3.1. Grupa Deilegga

Grupa Deilegga stanowi niższą część profilu litostratygraficznego północnego bloku

tektonicznego. Aktualnie dolna granica tej grupy nie odsłania się, zaś górną granicę wyznacza

mająca charakter erozyjny nieciągłość Torellian. Grupa Deilegga zawiera miąższe serie

fyllitów i łupków kwarcytowych, a także liczne przewarstwienia kwarcytów oraz pojedyncze

wkładki skał pierwotnie węglanowych. Uznano, iż obserwowane w obrębie grupy Deilegga

powtarzające się sekwencje, kwarcyty (metarenity) → fyllity (metapelity) → marmury

kalcytowe/dolomityczne lub łupki kalcytowe (węglany), odzwierciedlają pierwotne cykle

sedymentacyjne. Uznaje się, iż utwory grupy Deilegga zalegają aktualnie w pozycji

odwróconej (Czerny et al. 1993).

Formacja Strypegga stanowi wyższą część osadów pierwszego cyklotemu

reprezentowanych przez gruboławicowe kwarcyty oraz marmury dolomityczne. Dolna część

osadów tegoż cyklotemu została zapewne zerodowana przed osadzeniem się skał wyżej ległej

grupy Sofiebogen. Kolejna formacja Skilryggbreen rozpoczyna się seriami kwarcytowo-

fyllitowymi zastępowanymi ku górze przez łupki kwarcytowe i fyllity. Te ostatnie z kolei

zanikają na korzyść łupków kalcytowych. Najwyższą część formacji budują fyllity i łupki

kwarcytowe z przewarstwieniami kwarcytów, czarne łupki z chlorytoidem kończąc na

czarnych marmurach kalcytowych oraz szarych marmurach dolomitycznych. Z kolei formacja

Deileggbreen odzwierciedla niższą część trzeciego cyklotemu rozpoczynającą się sekwencją

gruboławicowych kwarcytów lub łupków kwarcytowych. Wyżej w profilu następuje seria

wzajemnie przewarstwiających się łupków kwarcytowych i fyllitów. Zauważalną tendencją

jest, iż łupki kwarcytowe ustępują ku górze na rzecz fyllitów.

30

2.3.2. Grupa Sofiebogen

Grupa Sofiebogen została podzielona na pięć formacji: Slyngfjellet, Jens Erik Fjellet,

Høferpynten, Gåshamna oraz Elveflya (Czerny et al. 1993). Dolna granica grupy Sofiebogen

podkreślona jest przez nieciągłość erozyjną Torellian, górną zaś wyznacza kolejna nieciągłość

erozyjna Jarlsbergian.

Formacja Slyngfjellet to miąższy zespół metakonglomeratów z nielicznymi, lokalnie

występującymi wkładkami łupków kwarcowo-węglanowo-muskowitowych, fyllitów oraz

marmurów dolomitycznych. Metakonglomeraty stanowią pierwotnie homogeniczny, co do

materiału klastycznego, sedyment pozbawiony wyraźnego warstwowania. Jedynie w dwóch

miejscach omawianego terenu widoczne jest warstwowanie frakcjonalne. Pośród otoczaków

dominują te o pochodzeniu klastycznym, aczkolwiek obecne są również otoczaki marmurów

i metagranitoidów, a także fragmenty metamułowców i metaiłowców. Metakonglomeraty

podzielono na trzy odmiany: zielona, brunatną i żółtą (Szwakopf 2006), przy czym barwa

kolejnych odmian odzwierciedla domieszkę minerałów węglanowych w matrix. Zauważono

również, że barwa matrix, a zarazem jego charakter, silnie zależy od składu mineralnego,

podścielającego daną odmianę metakonglomeratu, podłoża.

Do formacji Jens Erik Fjellet zaliczono metawulkanity lateralnie zastępujące kolejne

wydzielenia skał grupy Sofiebogen wraz z pierwotnymi dajkami obecnymi pośród skał grupy

Deilegga (Czerny 1999). Metawulkanity formacji Jens Erik Fjellet reprezentowane są przez

zieleńce oraz łupki kwarcowo-kalcytowo-chlorytowe i łupki zieleńcowe. O ile zieleńce

odpowiadają skałom pierwotnie wylewnym lub subwulkanicznym, to protolitem formacji

łupkowych były osady o charakterze tufogenicznym.

Zieleńce omawianej formacji reprezentują pierwotne wylewy magmowe i ewentualnie

drobne ciała intruzywne. Lokalnie rozpoznano również struktury o charakterze law

poduszkowych. Zieleńce można zaszeregować do kilku odmian litologicznych różniących się

strukturą, składem mineralnym i barwą. W dolnej części profilu obecne są jasno zielone

zieleńce afanitowe jak i fioletowo-czarne masywne bazalty o strukturze afanitowej bądź

porfirowej. Właśnie w obrębie tych ostatnich występują lawy poduszkowe. Powyżej

obserwowane są charakterystyczne ciemnozielone zieleńce, zazwyczaj o strukturze afanitowej,

31

przewarstwione z kolorowymi metaczertami. Uważa się, iż skały te miały pierwotnie charakter

ekstruzywny. Dodatkowo ponad nimi występują soczewy lub nieciągłe horyzonty biało

wietrzejących zieleńców plagiofirowych. Zachowana niekiedy porfirowata struktura

wskazywać może, iż skały te miały pierwotnie charakter potoków lawowych lub drobnych ciał

intruzywnych. Kolejne odmiany stanowią zalegające wyżej w profilu laminowane jasno

i ciemnozielone zieleńce, generalnie o charakterze ekstruzywnym oraz ponownie zieleńce

plagiofirowe. Na wyróżnienie zasługują również jasnoszare porfiryty o protolicie

andezytowym lub tufów andezytowych.

Formacja Jens Erik Fjellet reprezentuje metawulkanity o charakterze bazaltów,

bazaltów andezytowych oraz tufów bazaltowych. Stwierdzono, iż skały te przynależą do grupy

kontynentalnych bazaltów śródpłytowych (Czerny 1999). Warto nadmienić również, że

obserwowane w obrębie metasedymentów formacji Deilegga zieleńce budujące protodajki są

komagmowe z wulkanitami formacji Jens Erik Fjellet (Czerny 1999).

Ponad metakonglomeratami formacji Slyngfjellet następuje seria węglanowa

przynależna do formacji Høferpynten. Skały tej formacji to głównie żółte i szare marmury

dolomityczne oraz czarne marmury kalcytowe z przewarstwieniami czarnych łupków

muskowitowych, łupków kalcytowych, a także zieleńców i łupków zieleńcowych formacji Jens

Erik Fjellet. W miejscach gdzie skały formacji Høferpynten zalegają bezpośrednio na

metakonglomeratach formacji Slyngfjellet obserwuje się ciągłe przejście sedymentacyjne

pomiędzy pierwotnymi konglomeratami, a osadami węglanowymi. Warto nadmienić również,

iż spoiwo żółtej odmiany metakonglomeratów formacji Slyngfjellet wykazuje niemal

identyczne cechy petrograficzne jak zapiaszczone marmury dolomityczne formacji

Høferpynten.

Formację Gåshamna stanowi dosyć monotonny, miąższy kompleks fyllitów. Te

pierwotnie pelityczne skały wykazują pewną zmienność petrograficzną zarówno lateralnie, jak

i wertykalnie. Generalnie jednak są to czarne łupki bogate w fyllokrzemiany miejscami

wzbogacone w materię organiczną, piryt lub chlorytoid. Podrzędnie obserwowane są również,

bogatsze w stosunku do czarnych w kwarc, szare fyllity, a także zielone i zielono-szare fyllity

wzbogacone w chloryt. W obrębie fyllitów obecne są również drobne wkładki kwarcytów lub

marmurów kalcytowych i dolomitycznych.

32

Do grupy Sofiebogen zaliczono także formację Elveflya stanowiącą kompleks skalny

odsłaniający się na równinie Elveflya oraz na przedpolu lodowca Werenskioldbreen (Czerny et

al. 1993). Dolną granicę tej formacji wyznacza kontakt z metawulkanitami formacji Jens Erik

Fjellet, górną zaś stanowi strefa tektoniczna Vimsodden-Kosibapasset. Skały formacji Elveflya

zaszeregowano do czterech regularnie powtarzających się horyzontów: dolnych łupków

mikowo-węglanowo-kwarcowych, dolnych czarnych łupków kwarcowo-paragonitowo-

muskowitowych z chlorytoidem, górnych łupków mikowo-węglanowo-kwarcowych i górnych

czarnych łupków kwarcowo-paragonitowo-muskowitowych z chlorytoidem. O ile czarne łupki

kwarcowo-paragonitowo-muskowitowe z chlorytoidem przynależne do obu horyzontów

stanowią nieurozmaicone petrograficznie wydzielenia, to z kolei pośród łupków mikowo-

weglanowo-kwarcowych zaobserwować można przewarstwienia kwarcytów i łupków

kwarcytowych, łupków chlorytowo-węglanowo kwarcowych, zieleńców (prawdopodobnie

przynależnych do formacji Jens Erik Fjellet), marmurów kalcytowych oraz

metakonglomeratów.

Pomimo, że lokalnie granicznymi utworami północnego bloku tektonicznego są skały

formacji Elveflya, to właściwą górną granicę wyznacza nieciągłość Jarlsbergian wyznaczona

przez Birkenmajera (1975, 1992) pomiędzy utworami formacji Gåshamna, a spągowymi

horyzontami utworów grupy Sofiekammen. Lokalnie widoczne są w spągu grupy

Sofiekammen skały o charakterze bazalnego zlepieńca, gdzie materiał klastyczny stanowią

skały formacji Gåshamna (Birkenmajer 1992).

2.3.3. Metamorfizm skał północnego bloku tektonicznego

Skały północnego bloku tektonicznego uległy epizonalnemu metamorfizmowi głównie

w warunkach zony chlorytowej, a jedynie lokalnie w warunkach zony biotytowej (Czerny et al.

1993). Nie jest jednak jasne czy północny blok tektoniczny stanowi bimodalny kompleks

metamorficzny czy też notuje się tu jeden etap metamorfizmu. Wykonane oznaczenia

geotermobarometryczne pozwalają zauważyć lateralną zmienność temperatur (Cieślik 2005;

Szwakopf 2006). Charakterystyczne jest, iż temperatury pomierzone w skałach grupy Deilegga

i formacji Slyngfjellet wzrastają w kierunku strefy tektonicznej Vimsodden-Kosibapasset.

33

Z kolei wyniki badań geotermobarometrycznych skał formacji Elveflya (Bazarnik 2003) nie są

jednoznaczne. Oznaczone temperatury pozostają w sprzeczności z zaobserwowanymi w tych

skałach zonami mineralnymi, a ciśnienia rzędu 8-10kbar wydają się być zaskakująco wysokie.

Skały północnego bloku tektonicznego zaczęto datować stosunkowo późno, a pierwszą

datę 432±7 Ma uzyskano metodą Ar/Ar z separatu muskowitowego pochodzącego z utworów

grupy Sofiebogen (Manecki et al. 1998). W wyniku datowań monacytów (Szwakopf 2006;

Szwakopf et al. 2006) stwierdzono, iż w obrębie skał grup Deilegga i Sofiebogen częste są

detrytyczne monacyty wykazujące wieki z zakresu 2760-900 Ma. Zaobserwowano również

pojedyncze ziarna monacytu metamorficznego, jak i metamorficzne obwódki na ziarnach

detrytycznych. Monacyty tego typu wskazują maksimum neoproteroziczne 625±25 Ma oraz

wczesnokaledońskie 498±39 Ma dla skał grupy Deilegga i 461±37 Ma dla skał grupy

Sofiebogen. Jakkolwiek wyniki wskazujące wiek kaledoński obarczone są relatywnie sporym

błędem, należałoby uznać, że skały obu grup uległy dwukrotnie metamorfizmowi. Wspólna

historia metamorficzna obu grup mająca swój początek ca. 625 Ma lat temu oraz wiek

monacytów detrytycznych wskazują, iż sedymentacja pierwotnych osadów północnego bloku

tektonicznego miała miejsce w okresie pomiędzy 900-625 Ma, zaś formowanie się nieciągłości

Torellian miało miejsce prawdopodobnie równowiekowo z rozpadem Rodinii (ca. 750 Ma;

Manecki et al. 2006b). Dodać należy, iż według Birkenmajera (1975) skały grupy Deilegga nie

były zmetamorfizowane w momencie tworzenia się wspomnianej nieciągłości.

Poczyniono także wstępne datowania monacytów pochodzących ze skał formacji

Elveflya. Zarówno w łupkach mikowo-węglanowo-kwarcowych, jak i czarnych łupkach

kwarcowo-paragonitowo-chlorytowych z chlorytiodem ujawniono cztery populacje

monacytów o charakterze metamorficznym: 653±39 Ma, 524±27 Ma, 443±16 Ma, 356±33 Ma

(Manecki et al. 2006a). O ile data neoproterozoiczna ca. 653 Ma oraz data kaledońska ca. 443

Ma nawiązują do wieków metamorfzimu obu bloków tektonicznych, to pozostałe dwie daty nie

były dotychczas notowane. Manecki et al. (2006a) próbuje tłumaczyć istnienie tych dat

wpływem bliskiej strefy tektonicznej Vimsodden-Kosibapasset i koreluje je kolejno z etapami

Hornsundian i Svalbardian (sensu Birkenmajer 1975).

34

2.4. MAGMATYZM MEZOZOICZNY

W południowo-zachodniej części Ziemi Wedel Jarlsberga obecne są dajki dolerytowe

(sensu Manecki 1989) wieku kredowego (Birkenmajer 1986). Są to ciała magmowe

niewielkich rozmiarów, rzadko przekraczające 40m szerokości. Dajki te ze względu na

przebieg można podzielić na dwie grupy. Dominują szersze i dłuższe dajki o przebiegu

równoleżnikowym, zaś podrzędnie obserwuje się również drobne dajki południkowe. Wokół

dajek rozwinięte są lokalnie strefy termicznego oddziaływania kontaktowego. W zależności od

litologii osłony dajkom towarzyszą łupki plamiste i skarny lub też zmiany kontaktowe

odzwierciedlają się wybieleniem skał osłony, ewentualnie nie są widoczne wcale. Dajki te

nierzadko poprzecinane są pomagmowymi żyłkami prehnitowymi (Manecki 1989) lub

prehnitowo-granatowo-piroksenowymi (Dziekan 2005) kontynuującymi się również w skałach

osłony.

2.5. TEKTONIKA

2.5.1. Strefa Vimsodden-Kosibapasset

Strefa dyslokacyjna Vimsodden-Kosibapasset stanowi główny element tektoniczny

w południowo-zachodniej części Ziemi Wedel Jarlsberga (Czerny et al. 1993). Jest to

prawdopodobnie głęboko zakorzeniony, wielokrotnie aktywowany rozłam tektoniczny. Uważa

się, że w prekambrze strefa Vimsodden-Kosibapasset stanowiła dwukrotnie drogę ascenzji

magm kompleksów wulkanicznych Eimfjellet i Jens Erik Fjellet (Czerny 1999). Dodatkowo

omawiana strefa miałaby stanowić granicę litofacjalną podczas sedymentacji utworów grupy

Sofiebogen. Skały grupy Sofiebogen na północny-wschód od strefy Vimsodden-Kosibapasset

wykształcone są w postaci miąższego kompleksu metakonglomeratów przykrytego

stosunkowo niewielką ilością osadów pierwotnie węglanowych. Z kolei na południowy-zachód

od omawianej strefy praktycznie brak jest metakonglomeratów, zaś węglanowa formacja

Høferpynten osiąga znaczne miąższości.

35

Podczas orogenezy kaledońskiej strefa Vimsodden-Kosibapasset stanowiła

wielkoskalową, przesuwczą strefę ścinającą (Mazur et al. 2007) będącą jednocześnie granicą

pomiędzy zmetamorfizowanym w wyższych warunkach blokiem południowym, a słabiej

zmetamorfizowanym blokiem północnym (Czerny et al. 1993; Mazur et al. 2007). Struktury

deformacyjne towarzyszące kaledońskiej aktywności tektonometamorficznej są szeroko

obserwowane w bardziej podatnym północnym bloku i manifestowane są zanurzającą się na

południowy-wschód lineacją stowarzyszoną z sinistralnymi wskaźnikami kinematycznymi.

Kierując się na północny-wschód tekstury mylonityczne zanikają na korzyść tekstur

powstających pod wpływem niskich naprężeń, aczkolwiek powstałych pod wpływem tego

samego etapu metamorfizmu. Z kolei w południowym bloku tektonicznym strefa Vimsodden-

Kosibapasset zamanifestowana jest wąskim (co najwyżej kilkaset metrów) pasmem skał

poddanych mylonityzacji i intensywnym zmianom metamorficznym w warunkach facji

zieleńcowej. Wyraźna kaledońska lineacja stromo zapada na południe przecinając starsze

tekstury metamorficzne skał południowego bloku. Zestawiając ze sobą charakterystyczne

tekstury obecne w skałach po obu osiowej części strefy Vimsodden-Kosibapasset uznać

można, iż strefa ta, będąca w epoce kaledońskiej rozłamem lewoskrętnym, miała charakter

transpresyjny (Mazur et al. 2007).

Według Czernego et al. (1993) strefa Vimsodden-Kosibapasset była również aktywnym

lewoskrętnym uskokiem tektonicznym w kredzie, podczas formowania się dajek

poprzedzających otwieranie się Atlantyku. Cześć z nich miałaby wypełnić powstające podczas

lewoskrętnego przesuwu spękania typu en echelon, a z kolei inne dajki prawdopodobnie

porozsuwane są uskokami wskazującymi na sinistralny trend deformacji.

2.5.2. Tektonika trzeciorzędowa

Zestaw tensyjnych uskoków normalnych o generalnym przebiegu NNW-SSE stanowi

najmłodszy element tektoniczny w południowo-zachodniej części Ziemi Wedel Jarlsberga.

Największy z nich o zrzucie ok. 1000m. widoczny jest na obszarze pomiędzy Tonefjellbreen

i Wernerknatten w północnym bloku oraz w rejonie Fugleberget w południowym bloku

tektonicznym. Pozostałe uskoki o znaczeniu lokalnym obserwować można pomiędzy

36

Angellfjellet i Revdalen oraz pomiędzy Angellskardet i Skålfjellet. Płaszczyzny uskokowe

wypełnione są rdzawo wietrzejącymi, bogatymi w Fe węglanami, co pozwala dość łatwo

zlokalizować je w terenie. Ponieważ opisywane uskoki rozsuwają kredowe dajki, uznaje się, iż

powstały one podczas trzeciorzędowej aktywizacji tektonicznej (Czerny et al. 1993).

2.5.3. Południowy blok tektoniczny

Głównym elementem tektonicznym w południowym bloku są asymetryczne megafałdy

o osiach NW-SE i wergencji NE. W zachodniej części terenu (Skjerstranda i Rålstranda)

obserwowany jest stromy, ściśnięty zespół antyklin sumarycznie tworzący większe

antyklinorium. Kierując się ku wschodowi E skrzydło omawianej struktury stromo opada ku

synklinie, której przebieg można prześledzić od Gulliksenfjellet po północne stoki i partie

szczytowe Torbjørnsenfjellet. Z kolei E skrzydło tej synkliny wznosi się łagodnie,

a obserwowane w tej części terenu (Eimfjellet, Skålfjellet) makrofałdy charakteryzują się

niewielką amplitudą, zaś osie ich zanurzają się ku NW. Obserwowaną undulację osi

makrofałdów łączy się z nałożeniem na starsze struktury młodszej megantyformy Ariebreen,

której jądro odsłania się w rejonie Skålfjelldalen. Całość struktury ścięta jest od wschodu przez

uskok Tonefjellbreen-Wernerknatten-Fugleberget, a jedynie w rejonie Fugleberget

obserwować możemy wiszące skrzydło tegoż uskoku, w obrębie którego odsłaniają się

subwertykalnie wychylone dolne partie antykliny.

W skałach południowego bloku tektonicznego Czerny et al. (1993) opisuje równoległą

do pierwotnego warstwowania penetratywną foliację i równoległą do niej lineację mineralną

związaną z pierwszym etapem metamorfizmu. Wyróżniono ponadto dwie niekoaksjalne

pomiędzy sobą, jak i z lineacją, generacje mezofałdów. Generalnie osie obu generacji

mezofałdów oraz lineacja zapadają w kierunku WNW-NNW, a kąt pomiędzy skrajnymi nie

przekracza 30°. Jedynie w rejonie Fugleberget oś starszej generacji fałdów i lineacja mineralna

są niemal pionowe, zaś oś młodszej generacji mezofałdów zanurza się na S. Zdecydowanie

młodszym elementem tektonicznym są pasma diaftorytów (sensu Czerny et al. 1993) oraz

towarzyszący im kliważ krenulacyjny.

37

Czerny et al. (1993) zaproponowali następujące etapy deformacji skał południowego

bloku tektonicznego:

D1 – metamorfizm w warunkach facji amfibolitowej i albitowo-epidotowo-amfibolitowej,

formowanie się foliacji, lineacji i najstarszych mezofałdów

D2 – formowanie się megafałdów o osiach NW-SE oraz drugiej generacji mezofałdów

D3 – metamorfizm w warunkach facji zieleńcowej, formowanie się pasów diaftorytów

i kliważu krenulacyjnego związane z aktywnością strefy Vimsodden-Kosibapasset

D4 – formowanie się antykliny Ariebreen

D5 – formowanie się dajek dolerytowych, lewoskrętne ruchy przesuwcze wzdłuż strefy

Vimsodden-Kosibapasset

D6 – formowanie się uskoków normalnych o przebiegu NNW-SSE

Najnowsze spostrzeżenia (sezony 2005 i 2006; dane niepublikowane) wydają się

przeczyć istnieniu antykliny Ariebreen. Obserwacje i pomiary terenowe fałdów, lineacji

i płaszczyzn foliacji skał grupy Isbjørnhamna oraz obserwacje charakteru i pomiary przebiegu

tnących te skały żył pegmatytowych, występujących w centralnej części struktury, pozwalają

przypuszczać, iż dodatnia brachyforma Ariebreen może stanowić wydźwignięte górne partie

kopuły gnejsowej lub struktury typu metamorphic core complex.

Stwierdzić można ponadto, iż w skałach grupy Isbjørnhamna foliacja nie zawsze

zgodna jest z powierzchniami S0. Rozpoznano trzy generacje fałdów, z czego do najstarszej

zaliczyć można wąskopromienne fałdy o osiach równoległych do głównej foliacji, fałdujących

zaś laminację związaną z powierzchniami S0. Młodszą generację stanowią drobne fałdy

deformujące foliację o osiach równoległych do lineacji. Najmłodszą z kolei, tworzą

asymetryczne ku E fałdy, o płaszczyznach osiowych podkreślonych przez towarzyszący im

rzadki i niejednorodny kliważ krenulacyjny. Fałdy te są ekwiwalentem megafałdów o osiach

NW-SE.

2.5.4. Północny blok tektoniczny

W północnym bloku tektonicznym zaznaczają się dwie megaantykliny Skilryggen-

Vrangpeisen oraz Jens Erik Fjellet (Czerny et al. 1993). Pierwsza z nich o osi NNW-SSE

38

i wergencji na NE uznana została za fragment megafałdu zaznaczającego się nawet w rejonie

Tustfjellet w centralnej części Ziemi Wedel Jarlsberga. Uważa się również, iż południową

kontynuację tego fałdu mogłaby stanowić, wspomniana wyżej, antyklina Ariebreen.

W północnej części terenu oś omawianej antykliny unduluje na N, a z kolei w południowej

części na S. Druga z megaantyklin, Jens Erik Fjellet, stanowi izoklinalną formę o osi

zapadającej na SW i wregencji na NE. Jako, że płaszczyzna osiowa tej antyformy jest niemalże

równoległa do strefy Vimsodden-Kosibapasset, wnioskuje się, że jej powstanie było związane

z formowaniem się tej strefy. Obie antykliny faktycznie są fałszywymi antyformami, co

wynika z sukcesji warstw w obrębie grupy Deilegga.

Według Czernego et al. (1993) w skałach północnego bloku tektonicznego generalnie

widoczna jest tylko jedna foliacja zazwyczaj równoległa do pierwotnego warstwowania.

Jedynie w bliskości strefy Vimsodden-Kosibapasset autor ten wyróżnia drugą foliację.

W północnej części Elveflya oraz na Jens Erik Fjellet i Liperttoppen zamiast foliacji

obserwowany jest kliważ krenulacyjny, współosiowy z antykliną Jens Erik Fjellet i równoległy

do strefy Vimsodden-Kosibapasset.

Czerny et al. (1993) zaproponował następujące etapy deformacji skał północnego bloku

tektonicznego:

D1 – fałdowanie skał grupy Deilegga, formowanie się dużych fałdów leżących,

metamorfizm(?)

D2 – metamorfizm w warunkach facji zieleńcowej, formowanie się foliacji i fałdów

intrafoliacyjnych

D3 – ruchy tektoniczne związane ze strefą Vimsodden-Kosibapasset, metamorfizm

w warunkach facji zieleńcowej, formowanie się drugiej foliacji i kliważu krenulacyjnego

D4 – formowanie się megaantykliny Skilryggen-Vrangpeisen

D5 – formowanie się dajek dolerytowych, lewoskrętne ruchy przesuwcze wzdłuż strefy

Vimsodden-Kosibapasset, formowanie się drobnych uskoków tnących dajki dolerytowe

D6 – formowanie się uskoków normalnych o przebiegu NNW-SSE.

39

3. ZASTOSOWANE METODY BADAŃ LABORATORYJNYCH

W rozdziale tym przedstawiono jedynie techniczne aspekty metod

instrumentalnych, zaś szczegóły postępowania podczas analiz oraz metody obróbki

statystycznej danych przedstawiono w odpowiednich rozdziałach dotyczących wyników

badań.

3.1. SEPARACJA CYRKONÓW

Wstępnie wyselekcjonowane fragmenty próbki skały kruszone były przy użyciu

kruszarki automatycznej. Następnie materiał przesiewano sitach do frakcji 0,025mm.

Najdrobniejszą frakcję rozdzielano na frakcję ciężką i lekką przy użyciu cieczy ciężkiej

czterobromometanu. Frakcję ciężką poddano obserwacjom przy użyciu mikroskopu

stereoskopowego Olympus SZX9, a następnie ręcznie wyseparowano ziarna cyrkonów.

3.2. MIKROSKOPIA OPTYCZNA

Badania mikroskopowe w świetle przechodzącym i odbitym wykonano przy użyciu

mikroskopów Jenapol firmy Karl Zeiss Jena, Min-9 produkcji radzieckiej oraz Olympus

BX-51. Mikrofotografie wykonano przy użyciu kamery cyfrowej DP-15, obsługiwanej

przez program komputerowy analySIS, sprzężonej z mikroskopem Olympus BX-51.

Wszystkie badania mikroskopowe zostały wykonane w Zakładzie Mineralogii, Petrografii

i Geochemii AGH. Identyfikacja minerałów budujących skały grupy Isbjørnhamna nie

przedstawiała problemów, toteż zrezygnowano z użycia innych metod fazowych.

40

3.3. SKANINGOWA MIKROSKOPIA ELEKTRONOWA Z MIKROANALIZĄ

EDS (SEM-EDS)

Badania przy użyciu mikroskopu elektronowego z przystawką EDS miały charakter

wstępnych analiz jakościowych, poprzedzających właściwe ilościowe badania składu

chemicznego wybranych minerałów przy użyciu mikrosondy elektronowej. Ponadto

wykonano zdjęcia w obrazach BSE. Badania prowadzono głównie przy użyciu mikroskopu

elektronowego marki Zeiss Supra 35 FEG-VP wyposażonym w spektrometr EDS marki

EDAX w Electron Microscopy Facilty, w Miami University w Oxford, Ohio, USA oraz w

przy użyciu mikroskopu elektronowego Hitachi S-4700 wyposażonym w spektrometr EDS

marki NORAN Vantage w Pracowni Mikroskopii Skaningowej Nauk Biologicznych

i Geologicznych, Wydziału Nauk o Ziemi Uniwersytetu Jagiellońskiego w Krakowie.

Dodatkowe analizy wykonano przy użyciu mikroskopu elektronowego FEI Quanta

wyposażonego w spektrometr EDS marki EDAX w Zakładzie Mineralogii, Petrografii i

Geochemii Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie.

3.4. MIKROSONDA ELEKTRONOWA (EPMA)

Punktowe analizy składu chemicznego minerałów wykonano techniką WDS przy

użyciu mikrosondy elektronowej. Analizy składu chemicznego granatów, plagioklazów,

staurolitów, biotytów oraz chlorytów wykonano przy użyciu mikrosondy elektronowej

Cameca 100SX w Międzyinstytutowym Laboratorium Mikroanalizy Minerałów i

Substancji Syntetycznych na Wydziale Geologii Uniwersytetu Warszawskiego. Analizy

wykonano na polerowanych płytkach cienkich napylonych węglem, przy napięciu

przyspieszającym 15kV i natężeniu 20nA. Plamka wiązki elektronów zogniskowana była

do wielkości 1μm. Czas analizy dla każdego z pierwiastków wynosił 20s. Wzorcami dla

analizowanych pierwiastków były kolejno: Si-diopsyd, Ti-rutyl, Al-ortoklaz, Cr-Cr2O3, Fe-

Fe2O3, Mg-diopsyd, Mn-rodonit, Ca-diopsyd, K-ortoklaz, Na-albit. Si, Al, Mg, Na

mierzono przy użyciu kryształu TAP, Ti, Cr, Ca, K przy użyciu kryształu PET, zaś Fe i Mn

41

przy użyciu kryształu LIF. We wszystkich przypadkach mierzono linie Kα. Podczas

przeliczeń analiz użyto poprawek ZAF.

Analizy składu chemicznego monacytów wykonano przy użyciu mikrosondy

elektronowej Cameca 100SX w Electron Microanalysis Department, Dionyz Štur

Geological Survey of Slovak Republic w Bratysławie. Analizy wykonano na

polerowanych płytkach cienkich napylonych węglem, przy napięciu przyspieszającym

15kV i natężeniu 130nA. Plamka wiązki elektronów zogniskowana była do wielkości 1-

2μm. Czasy analiz wynosiły 75-130s, zależnie od pierwiastka. Wzorcami dla

analizowanych pierwiastków były kolejno: Si-wollastonit, Al-Al2O3, Ca-wollastonit, Pb-

PbS, Th-ThO2, U-UO2, P-apatyt, As-GaAs2, REE i Y – fosforany REE i Y. Si, Al, As

mierzono przy użyciu kryształu TAP, Ca, Pb, U, Th, Y, P przy użyciu kryształu PET, zaś

REE przy użyciu kryształu LIF. Dla Si, Al, Ca, P mierzono linie Kα, dla La, Ce, Gd, Tb,

Tm, Yb, Y, As mierzono linie Lα, dla Pr, Nd, Sm, Eu, Dy, Ho, Er, Lu mierzono linie Lβ,

dla Pb i Th linie Mα, zaś dla U linię Mβ. Podczas przeliczeń analiz użyto poprawek ZAF.

3.5. MIKROSONDA JONOWA (SHRIMP)

Analizy izotopów U i Pb wykonano przy użyciu mikrosondy jonowej SHRIMP-II

w Center of Isotopic Research, VSEGEI, w St. Petersburgu (Rosja). Ziarna cyrkonów

zostały zatopione w żywicy epoksydowej, ścięte i wypolerowane. Wykonano obserwacje

w świetle odbitym oraz katodoluminescencji (CL) w celu rozpoznania zonalności

i defektów wewnętrznych poszczególnych ziaren. Analizy wykonano przy natężeniu 6nA.

Każda analiza składała się z 5 skanów. Plamka wiązki jonów zogniskowana była do

wielkości 20μm. Stosunki izotopowe Pb/U były normalizowane do 0,0668 stosunku 206Pb/238U adekwatnego dla wieku 416,75 Ma pomierzonego na cyrkonie wzorcowym

TEMORA (Black, Kamo 2003).

42

4. ODMIANY LITOLOGICZNE SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA 4.1. BADANIA TERENOWE Badania terenowe skał grupy Isbjørnhamna prowadzone były dwutorowo. W celu

dokładnego rozpoznania wykształcenia litologicznego utworów grupy Isbjørnhamna

wyznaczono pięć profili, wzdłuż których prowadzono obserwacje makroskopowe

poszczególnych odmian litologicznych oraz pobierano próbki skał. Profile wyznaczono tak,

aby prześledzić zmienność litologiczną zarówno w kierunku młodnienia warstw jak i

lateralnie. Ponieważ miąższość formacji Skoddefjellet nie jest znana, starano się rozpoczynać

każdy profil w obrębie jak najniżej położonych stratygraficznie utworów. Dlatego też

wszystkie profilowania rozpoczynano w utworach odsłaniających się w jądrach dwu

głównych megantyklin. Przy profilowaniach brano także pod uwagę dostępność terenu oraz

pokrycie szatą roślinną i porostami. Przebieg profili zaznaczono na Fig.3., natomiast graficzne

profile zestawiono na Fig.4. Łącznie podczas profilowań założono 81 punktów

obserwacyjnych i pobrano 57 próbek.

Ponadto, w celu dokładnego rozpoznania zmienności litologicznej w obrębie łupków

mikowych i paragnejsów, a nade wszystko w celu określenia warunków metamorfizmu

utworów grupy Isbjørnhamna, pobrano próbki skał przejawiających jak najmniej ślady

procesów diaftorezy. Makroskopowo, jako wskaźnik stopnia diaftorezy, posłużył stopień

zchlorytyzowania granatów. Za najbardziej przydatne do badań geotermobarometrycznych

uznano metapelity formacji Skoddefjellet i Revdalen. Miejsca poboru próbek zlokalizowano

w taki sposób, ażeby możliwie reprezentatywnie opróbowane zostały skały zarówno w profilu

poprzecznym do rozciągłości jak i lateralnie. W wyjątkowych przypadkach pobierano

również paragnejsy charakteryzujące się znaczną domieszką fyllokrzemianów. Dodatkowo

pobrano próbki pegmatytów towarzyszących skałom grupy Isbjørnhamna. Próbki skał

formacji Skoddefjellet i Revdalen pobierano generalnie z odsłonięć, a jedynie sporadycznie,

wobec niemożności pobrania z odsłonięcia, decydowano się na pobranie próbki z piargu bądź

zwietrzeliny. Część z próbek została pobrana w sposób orientowany. Łącznie pobrano 58

próbek, a ich lokalizację próbek zaznaczono na Fig.3.

43

44

45

4.2. PROFILE LITOSTRATYGRAFICZNE SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA

Podczas prac terenowych wyróżniono makroskopowo następujące odmiany skał grupy

Isbjørnhamna: łupki mikowe, paragnejsy, marmury, łupki kwarcowo-kalcytowo-mikowe.

Dodatkowo wyróżniono lokalnie występujące odmiany przejściowe pomiędzy głównymi

litosomami tj.:

a) paragnejsy „smużyste” – będące w rzeczywistości paragnejsami drobno

przewarstwianymi przez łupki mikowe, przy czym miąższość warstewek lub lamin

tych ostatnich nie przekracza 5cm;

b) kwarcyty skaleniowe – będące paragnejsami zbudowanymi niemal wyłącznie z

kwarcu i skaleni, przy czym zawartość modalna skaleni może wynosić nawet 70%;

c) nieczyste marmury – będące w rzeczywistości drobno laminowanymi marmurami,

przy czym wspomniane laminy tworzą głównie fyllokrzemiany zaś ich grubość nie

przekracza 5mm.

4.2.1. Profil A-A’: Skålfjelldalen - zbocza Eimfjellet

Profil ten rozpoczyna się w jądrze antykliny Ariebreen na NE od jeziora znajdującego

się u podnóża południowej odnogi grani Eimfjellet i kontynuuje się wzdłuż lodowca

Skålfjelldalbreen ku partiom szczytowym kulminacji Skålfjellet. Profil kończy się u podnóża

szczytu Skålfjellet, na granicy łupków formacji Revdalen i kwarcytów formacji Skjerstranda.

Profil rozpoczyna się serią łupków mikowych i łupków mikowych z granatami z

drobnymi przewarstwieniami paragnejsów. Kierując się ku górze łupki mikowe zanikają na

korzyść gruboławicowych paragnejsów. Paragnejsy te płynnie przechodzą w „smużyste”

paragnejsy. Owe smugi stanowią bardzo drobne i drobne (< 5cm) przewarstwienia łupków

mikowych. W tej strefie skały formacji Skoddefjellet przecięte są przez dajkę dolerytową.

Zmiany termiczne skał formacji Skoddefjellet na kontakcie z dajką uwidaczniają się w postaci

wąskiej strefy wybielenia. Następnie kompleks ten staje się bardziej rytmiczny, a warstwy

następujących po sobie paragnejsów i łupków mikowych osiągają do kilkunastu cm. Powyżej

łupki mikowe znów osiągają przewagę nad paragnejsami i rzadkimi kwarcytami

46

skaleniowymi, aż do pierwszego wystąpienia łupków kwarcowo-kalcytowo-mikowych.

Miejsce to należy uznać za granice pomiędzy formacjami Skoddefjellet i Ariekammen. W

obrębie wszystkich odmian litologicznych formacji Skoddefjellet uwagę zwracają dość liczne,

lokalnie zbudinizowane, zgodne żyły kwarcowe.

Strefa graniczna wzajemnie przewarstwiających się łupków kwarcowo-kalcytowo-

mikowych oraz łupków mikowych i paragnejsów ma miąższość ok. 25m. Dalej następuje

miąższy kompleks selektywnie wietrzejących łupków kwarcowo-kalcytowo-mikowych w

obrębie, których obecne są przewarstwienia łupków mikowych oraz dość licznych, niekiedy

miąższych do 0,5m, zgodnych żył kwarcowych. Powyżej obecne są żółte marmury kalcytowe

formujące drobna wkładkę pomiędzy łupkami kwarcowo-kalcytowo-mikowymi, a wyżej

ległymi łupkami mikowymi. Te ostatnie zanikają na korzyść łupków kwarcowo-kalcytowo-

mikowych, które gwałtownie zanikają z powrotem na korzyść łupków mikowych. Miejsce to

należy uznać za granicę pomiędzy formacjami Ariekammen i Revdalen.

Rdzawo wietrzejące łupki mikowe z granatami formacji Revdalen można prześledzić

na przestrzeni ok. 100m. Powyżej obecne są skały grupy Eimfjellet. Niestety granica

pomiędzy skałami obu grup przykryta jest piargami.

4.2.2. Profil B-B’: Skålfjelldalen – górna część Revdalen

Profil ten rozpoczyna się, tak jak poprzedni, na NE od jeziora znajdującego się u

podnóża południowej odnogi grani Eimfjellet i kontynuuje się w kierunku WSW. Profil

kończy się w górnej części Revdalen, u podnóża zachodniego zbocza południowej odnogi

grani Eimfjellet.

Profil rozpoczyna się serią łupków mikowych oraz łupków mikowych z

przewarstwieniami paragnejsów i kwarcytów skaleniowych. Nierzadkie są również zgodne

żyły kwarcowe. Następnie w profilu pojawiają się paragnejsy „smużyste”, a z czasem

praganejsy zaczynają zdecydowanie przeważać nad łupkami, tworzącymi zaledwie drobne

(do 4cm) przewarstwienia w obrębie tych ostatnich. Powyżej seria gnejsowo-łupkowa staje

się bardziej rytmiczna, aż do momentu, kiedy łupki mikowe zaczynają zdecydowanie

przeważać nad paragnejsami, tworząc ku stropowi monotonny kompleks.

47

Następnie rozpoczyna się seria selektywnie wietrzejących łupków kwarcowo-

kalcytowo-mikowych z przewarstwieniami łupków mikowych, przynależnych już do formacji

Ariekammen. Dalej w profilu dominującą odmianą litologiczną są łupki kwarcowo-

kalcytowo-mikowe, a przewarstwienia łupków mikowych są rzadkie i nie przekraczają

kilkunastu cm miąższości. Kierując się ku stropowi, w obrębie łupków kwarcowo-kalcytowo-

mikowych, obecny jest wąski, nieciągły horyzont nieczystych, żółtych marmurów

kalcytowych. Kolejny bardziej miąższy horyzont żółtych marmurów kalcytowych (do 1m)

podściela szeroką serię łupków mikowych (do kilku m), przykrytych z kolei przez łupki

kwarcowo-kalcytowo-mikowe.

Granica pomiędzy formacjami Areikammen i Revdalen przykryta jest piargiem. W

zwietrzelinie widoczna jest jednak ostra granica pomiędzy odmianami litologicznymi.

Niestety w profilu tym łupki mikowe formacji Revdalen nie występują bezpośrednio w

odsłonięciach, aż po granicę ze skałami grupy Eimfjellet.

4.2.3. Profil C-C’: Brikenmajerkammen

Profil ten rozpoczyna się na najwyższym, południowym wierzchołku (633mnpm)

grani Birkenmajerkammen i kontynuuje się na NE wzdłuż grani, aż po przełęcz pomiędzy

północnym wierzchołkiem Birkenmajerkammen (619mnpm), a Skålfjellet. Rozpoczyna się

serią kwarcytów skaleniowych i paragnejsów z drobnymi wkładkami łupków mikowych.

Sekwencja ta przechodzi płynnie ku górze w drobnorytmicznie warstwowane paragnejsy

„smużyste”. Następnie w profilu zaczynają przeważać łupki mikowe, a przewarstwienia

paragnejsów są częste, aczkolwiek stanowią jedynie wąskie wkładki (do 10cm). Tak

wykształcone utwory formacji Skoddefjellet kontynuują się, aż po pierwszy horyzont łupków

kwarcowo-kalcytowo-mikowych formacji Ariekammen.

Strefa graniczna pomiędzy obiema formacjami widoczna jest na przestrzeni ok. 100m

i uwidacznia się w postaci miąższych (do kilku metrów) ławic łupków kwarcowo-kalcytow-

mikowych przewarstwianych stosunkowo drobnymi (do 25cm) wkładkami łupków

mikowych, bądź paragnejsów. Następnie odsłania się monotonny kompleks łupków

kwarcowo-kalcytowo-mikowo, a ku górze profilu ponownie pojawiają się przewarstwienia

48

łupków mikowych, nie miąższe niż ok. 0,5m. W rejonie tym skały formacji Ariekammen

przecięte są przez młodszą dajkę dolerytową. Efektem termicznego oddziaływania dajki na

skały osłony jest lokalne wybielenie przecinanych skał. Dalej kierując się ku górze profilu

następuje kolejna monotonna seria łupków kwarcowo-kalcytowo-mikowych.

Granica pomiędzy formacjami Ariekammen i Revdalen jest tu ostra, a przejście

pomiędzy łupkami kwarcowo-kalcytowo-mikowymi formacji Ariekammen i łupkami

mikowymi formacji Revdalen jest gwałtowne. Zespół łupków mikowych formacji Revdalen

jest tu szeroki na ok. 80m. Kolejna gwałtowna zmiana litologii pomiędzy łupkami mikowymi

a kwarcytami stanowi granicę pomiędzy grupami Isbjørnhamna i Eimfjellet.

Nadmienić należy, iż w profilu tym obecne są dość częste, miąższe do ok. 1m,

niezgodnie tnące płaszczyzny foliacji, żyły pegmatytowe, niekiedy z makroskopowo

widocznymi turmalinami i zdecydowanie węższe żyły skaleniowe, bądź skaleniowo-

kwarcowe. Żyły tego typu występują pośród utworów wszystkich trzech formacji. Ponadto w

obrębie paragnejsów formacji Skoddefjellet oraz łupków kwrcowo-kalcytowo-mikowych

odznaczają się, niekiedy osiągające miąższość do 30cm, zazwyczaj zbudinizowane, zgodne

żyły kwarcowe.

4.2.4. Profil D-D’: Ariekammen

Profil ten rozpoczyna się na północnym wierzchołku (500mnpm) grani Ariekammen i

przebiega początkowo wzdłuż grani na południe do przełęczy poniżej głównego wierzchołka

Ariekammen (511mnpm), a następnie trawersuje ten wierzchołek od strony lodowca

Fuglebreen aż po przełęcz pomiędzy wierzchołkiem (511mnpm), a Fugleberget.

Profil rozpoczyna się miąższą serią paragnejsów smużystych, w obrębie których

bardzo licznie obserwowane są niezgodne żyły pegmatytowe z makroskopowo widocznymi

turmalinami. Wykształcenie formacji Skoddefjellet w tym rejonie nie jest urozmaicone, a w

profilu gnejsy rytmicznie przewarstwiają się z łupkami mikowymi, przy czym stosunek obu

litosomów określić można jako 2 do 1. Ponadto lokalnie zamiast gnejsów stwierdza się

obecność kwarcytów skaleniowych.

49

Następnie w profilu pojawiają się łupki kwarcowo-kalcytowo-mikowe, których

najniżej legła warstwa wyznacza granicę pomiędzy formacjami Skoddefjellet i Revdalen.

Opisywana seria łupków kwarcowo-klacytowo-mikowych stanowi zuniformizowany

kompleks skalny, a jedynie lokalnie obecne są zgodne, często zbudinizowane żyły kwarcowe

i skaleniowo-kwarcowe. W górnej części serii łupkowej pojawia się pierwszy horyzont

białych marmurów kalcytowych, nie miąższy niż 0,5m. Powyżej horyzontu marmurów

kontynuują się łupki kwarcowo-kalcytowo-mikowe, aż po kolejny miąższy (do kilkunastu m)

horyzont żółtych marmurów kalcytowych. Ku górze profilu żółte marmury kalcytowe

ustępują miejsca białym marmurom kalcytowym, które tworzą horyzont o miąższości do

kilkunastu m. Opisywane białe marmury kalcytowe w sposób płynny przechodzą w ku górze

w żółte marmury kalcytowe, przy czym wstępnie obie odmiany marmurów przewarstwiają się

drobnorytmicznie, a ku górze zaczyna przeważać odmiana żółta. Tuż ponad żółtymi

marmurami kalcytowymi w profilu obecny jest horyzont łupków mikowych (do 2m

miąższości), a ponad nim kolejna seria łupków kwarcowo-kalcytowo-mikowych.

Ponad serią łupków kwarcowo-kalcytowo-mikowych następuje sekwencja łupków

mikowych formacji Revdalen. Granica ta jest doskonale czytelna w terenie, a kontakt

pomiędzy oboma litosomami ostry. Ponieważ sekwencja łupków mikowych formacji

Revdalen przecięta jest tu przez uskok Tonefjellbreen-Wernerknatten-Fugleberget, uległy one

tektonicznej repetycji. Górna granica grupy Isbjørnhamna jest, zatem widoczna dopiero na

wiszącym skrzydle wspomnianego uskoku, w którym odsłania się brzuszne skrzydło

megaantyformy Ariebreen. Taka sytuacja wymusza zakończenie opisywanego profilu na

uskoku Tonefjellbreen-Wernerknatten-Fugleberget.

4.2.5. Profil E-E’: Skjerstranda-Torbjørnsenfjellet

Profil zlokalizowany jest, w odróżnieniu do pozostałych czterech, w zachodniej części

terenu. Rozpoczyna się na równinie Skjerstranda, w połowie odległości pomiędzy Låkpynten

i Låkdalen, i kontynuuje się w kierunku NNW, wzdłuż południowego ramienia

Torbjørnsenfjellet, aż po zachodni wierzchołek (633mnpm).

50

Profil rozpoczyna się serią gruboławicowych paragnejsów (do 2m) z

przewarstwieniami łupków mikowych (do 0,5m), przy czym lokalnie stwierdza się również

obecność kwarcytów skaleniowych. Kierując się ku górze, w profilu zaczynają dominować

paragnejsy „smużyste”, wykształcone podobnie jak we wschodniej części terenu. Ponad nimi

następuje prawdopodobnie lokalnie odsłaniająca się seria łupków mikowych.

W kolejnych odsłonięciach tego profilu obecne są łupki kwarcowo-kalcytowo-

mikowe, przynależne już do formacji Ariekammen. W obrębie opisywanych łupków obecne

są drobne przewarstwienia łupków mikowych oraz cztery horyzonty żółtych marmurów

kalcytowych. Pierwszy z nich reprezentują nieczyste żółte marmury o zmiennej miąższości.

Kolejny, miąższy (do ok. 5m) horyzont stanowią klasycznie wykształcone żółte marmury.

Kierując się ku górze profilu natrafia się na dwa kolejne nieciągłe horyzonty nieczystych

marmurów. Charakterystyczne jest, iż powyżej pierwszego horyzontu obecne są łupki

mikowe przykryte z kolei łupkami kwarcowo-kalcytowo-mikowymi. Podobnie powyżej

kolejnego horyzontu marmurów wyraźnie zaznacza się w profilu kolejna sekwencja łupków

mikowych. Pozostałe dwa górne horyzonty tkwią pośród łupków kwarcowo-kalcytowo-

mikowych.

Utwory formacji Revdalen rozpoczynają warstwy łupków mikowych z szczególnie

dużymi porfiroblastami granatów (maksymalnie 0,5cm). Jakkolwiek kierując się ku górze

granaty nadal obecne są w postaci porfiroblastów, to ich wielkość maleje. Tuż poniżej

wierzchołka Torbjørnsenfjellet (633mnpm) obserwuje się ostrą granicę pomiędzy łupkami

Revdalen, a przynależnymi do formacji Eimfjellet, kwarcytami formacji Skjerstranda. W

opisywanym profilu nie notuje się, pospolitych we wschodniej części terenu, wystąpień

zgodnych żył kwarcowych oraz skaleniowo-kwarcowych jak i niezgodnych żył

pegmatytowych. Profil ten, w odróżnieniu do pozostałych, poprowadzony został w pobliżu

wybrzeża, a częściowo na równinie nadbrzeżnej, gdzie bujny rozwój szaty roślinnej oraz

porostów uniemożliwia tak dokładne prześledzenie zmienności litologicznej, jak miało to

miejsce podczas pozostałych profilowań.

51

4.3. CHARKTERYSTYKA PETROGRAFICZNA SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA

Poniższe charakterystyki sporządzono w oparciu o obserwacje terenowe,

mikroskopowe w świetle przechodzącymi odbitym, a dodatkowo o obserwacje przy użyciu

mikroskopu skaningowego z przystawką EDS.

4.3.1. Formacja Skoddefjellet

Paragnejsy

Skały te charakteryzują się barwą szarą na świeżym przełamie, zaś zwietrzałe

powierzchnie przyjmują barwę jasno szarą (Fot.1.). W znakomitej większości przypadków

widoczne są makroskopowo porfiroblasty granatów lub pseudomorfozy po nich. Ponadto w

niektórych przypadkach widoczne są również makroskopowo naprzemianległe laminy

bogatsze i uboższe w fyllokrzemiany.

W obrazie mikroskopowym skały te ujawniają strukturę porfiroblastyczną oraz

kierunkową teksturę, podkreśloną przez mimetycznie rozwiniętą foliację penetratywną.

Porfiroblasty tworzą anhedralnie lub subhedralnie wykształcone granaty tkwiące w generalnie

granoblastycznym tle skalnym. Dominującymi minerałami są plagioklazy, kwarc i miki, przy

czym warto nadmienić, iż zawartość modalna plagioklazu może sięgać nawet 70%. Często

obserwowane jest bardzo drobnorytmiczne warstwowanie lamin kwarcowo-plagioklazowych

z kwrcowo-plagioklazowo-mikowymi. W laminach kwarcowo-plagioklazowych, zawartość

plagioklazu sięga nawet 90% obj. skały. Z kolei w laminach wzbogaconych w miki,

zawartość plagioklazu jest stosunkowo niższa, natomiast zwiększa się zawartość kwarcu.

Dodatkowo obecna jest również, w obu odmianach lamin, bardzo drobnoblastyczna

domieszka skalenia potasowego. Pośród mik zawsze obecny jest biotyt, któremu zazwyczaj

towarzyszy muskowit, jednakże napotkać można również odmiany paragnejsów, w których

muskowit występuje jedynie podrzędnie lub w formie wtórnego serycytu zastępującego

plagioklazy i powstałego w wyniku defragmentacji większych blastów tego minerału, albo nie

występuje wcale. Bogatsze w miki gnejsy można zatem nazwać gnejsami łuseczkowymi, zaś

52

ubogie w te minerały odmiany kwarcytami skaleniowymi. Miki generalnie podkreślają

kierunek foliacji, a także obecne są w cieniach ciśnieniowych porfiroblastów granatów lub

częściowo je zastępują oraz w formie wrostków w granatach. Pośród fyllokrzemianów

dodatkowo obecne są chloryty. Chloryty mikroskopowo zaszeregować można do trzech

odmian: wzrastających w płaszczyznach foliacji chlorytów o szarych barwach

interferencyjnych; chlorytów zastępujących porfiroblasty granatów i krystalizujących głównie

w ich cieniach ciśnieniowych o barwach interferencyjnych ciemnoszaro-granatowych;

zastępujących granaty i miki drobnoblastycznych chlorytów o brązowo-szarych barwach

interferencyjnych. Mikroskopowo widoczny zespół minerałów akcesorycznych stanowią:

turmalin (bardzo liczny), apatyt, cyrkon i/lub monacyt, minerały grupy epidotu (w tym

allanit), tytanit, ilmenit, hematyt, piryt, pirotyn i chalkopiryt. Nierzadko obecne są również

młodsze wtórne węglany i tlenowodorotlenki żelaza.

Łupki mikowe

Są to skały o brawie ciemnoszarej na świeżym przełamie, a szarej na powierzchniach

zwietrzałych (Fot.2.). Zazwyczaj skały te bogate są w widoczne makroskopowo granaty lub

pseudomorfozy po nich oraz rzadziej widoczne, porfiroblasty biotytu.

Mikroskopowo są to skały o strukturze porfiroblastycznej i teksturze kierunkowej,

przy czym porfiroblasty tworzone są w głównej mierze przez granaty oraz podrzędnie przez

biotyt, zaś kierunkowość struktury podkreślają krystalizujące w płaszczyznach foliacji

fyllokrzemiany. Granaty występują w formie anhedralnych lub subhedralnych blastów

tkwiących w granolepidoblastycznym tle skalnym. Tło skalne w głównej mierze stanowią

kwarc, plagioklazy i fyllokrzemiany, przy czym zawartość plagioklazów nie przekracza ca.

15% obj. skały. Warto nadmienić, iż plagioklazom sporadycznie towarzyszą również bardzo

drobnoblastycznie wykształcone skalenie potasowe. Nierzadko widoczne są laminy

zdecydowanie wzbogacone w fyllokrzemiany, zajmujące nawet do 80% obj. tła skały. Pośród

fyllokrzemianów dominuje biotyt i muskowit, aczkolwiek obecność muskowitu nie zawsze

jest notowana. Biotyt w znakomitej większości krystalizował w płaszczyznach foliacji, jak

również w cieniach ciśnieniowych granatów lub jako biotyt zastępujący te ostatnie. Ponadto

53

rzadziej obecny jest w formie wrostków w granatach. Dodatkowo wyróżnić można

charakterystyczne, transwersalnie ułożone do foliacji, czerwonawo-brązowe, bogate we

wrostki grafitu, biotyty występujące w formie porfiroblastów. Muskowit, podobnie jak biotyt,

krystalizował w płaszczyznach foliacji, w cieniach ciśnieniowych granatów oraz jako minerał

zastępujący granaty, aczkolwiek nie spotyka się nigdy muskowitowych porfiroblastów.

Minerał ten obecny jest również w formie serycytu powstałego kosztem plagioklazów oraz w

wyniku defragmentacji większych blastów. Ponadto w omawianych skałach nierzadkie są

również chloryty, generalnie wykształcone w podobny sposób jak w paragnejsach tej samej

formacji. Zespół minerałów akcesorycznych jest identyczny jak w przypadku paragnejsów,

przy czym liczniej występuje tu turmalin, zaś epidot jest rzadko spotykany. Młodsze wtórne

minerały to głównie węglany i tlenowodorotlenki żelaza.

4.3.2. Formacja Ariekammen

Łupki kwarcowo-kalcytowo-mikowe

Skały te stanowią najbardziej liczną i zarazem najbardziej charakterystyczną odmianę

litologiczną formacji Ariekammen. Omawiane łupki charakteryzują się barwą szarą na

świeżym przełamie oraz barwą od ciemnoszarej do żółtawo szarej na powierzchniach

zwietrzałych, lecz nade wszystko kawernistym charakterem tych powierzchni, będącym

efektem selektywnego wietrzenia węglanów (Fot.3.).

Zarówno makroskopowo jak i mikroskopowo skały te ujawniają strukturę

porfiroblastyczną oraz teksturą kierunkową. W formie porfiroblastów występują granaty i

biotyt, przy czym megaporfiroblasty granatu mogą osiągać do 6cm średnicy, zaś wielkość

blaszek biotytu nierzadko przekracza 0,5cm. Porfiroblasty tkwią w zbudowanym głównie z

kwarcu, kalcytu i biotytu tle skalnym. Granaty występują zawsze w formie anhedralnej i

zawierają zawsze dużą ilość wrostków. Biotyty występujące w formie porfiroblastów

posiadają niemalże identyczne cechy optyczne jak podobne biotyty w obrębie formacji

Skoddefjellet. Zaobserwowano, iż omawiane łupki ujawniają laminarny charakter wyrażony

przez zmienny stosunek zawartości kwarcu i kalcytu oraz planarnie ułożone blaszki biotytu

54

foliacyjnego. Odmienne jest jednak wykształcenie blastów kwarcu i kalcytu. Kwarc jest

zazwyczaj drobnoblastyczny i formuje charakterystyczne struktury mozaikowe, podczas gdy

pojedyncze blasty kalcytu mogą osiągać rozmiaru do 0,2cm. Podrzędnie zarówno kwarcowi

jak i kalcytowi towarzyszy plagioklaz, zaś dominującemu w lepidoblastycznych laminach

biotytowi często, acz w niewielkiej ilości, towarzyszy muskowit. Obie miki wraz z rzadszymi,

niż w innych odmianach litologicznych, chlorytami spotykane są również w cieniach

ciśnieniowych granatów oraz jako minerały zastępujące granaty. Muskowit ponadto,

występuje jako powstały głównie kosztem plagioklazów i akcesorycznego skapolitu, serycyt.

Z kolei zespół minerałów akcesorycznych tworzą głównie, charakterystyczne dla

omawianych skał minerały z grupy epidotu-zoisytu (w tym allanit), tytanit i rzadki skapolit

(mejonit). Ponadto, podobnie jak w innych skałach grupy Isbjørnhamna, obecne są w

stosunkowo dużych ilościach turmalin i apatyt, a także tlenki i siarczki Fe. Młodszą wtórną

generację stanowią tlenowodorotlenki Fe oraz wtórne węglany stanowiące głównie

wypełnienia spękań.

Żółte marmury kalcytowe

Skały te charakteryzują się barwą jasnoszarą na świeżym przełamie oraz jasnożółtą do

szarożółtej na powierzchniach zwietrzałych (Fot.4.). Zmienność barwy powierzchni

zwietrzałej zależna jest od domieszki minerałów krzemianowych. Ten sam czynnik

determinuje wyraźne wietrzenie selektywne nieczystych marmurów.

Głównym składnikiem skały jest średnioblastycznie wykształcony kalcyt, a

podrzędnie obecne są również kwarc, plagioklazy (często zserycytyzowane), muskowit, a

rzadziej biotyt czy chloryt. Jakkolwiek istnieją odmiany marmurów pozbawione dodatku

krzemianów, to w nieczystych marmurach ich dodatek sięgać może nawet do 20-25% obj.

skały. W skałach szczególnie wzbogaconych w fyllokrzemiany słabo uwidacznia się struktura

planarna mogąca uchodzić za ekwiwalent tak wyraźnej w łupkach i gnejsach foliacji.

Akcesorycznie wyróżnić można tytanit, epidot, rutyl i tlenki oraz siarczki Fe. Nie jest jasne, z

jakiego powodu opisywane marmury przybierają na zwietrzałych powierzchniach barwę

55

żółtą, jednakże może to być związane z dość pospolicie występującymi w tych skałach

opakowymi minerałami Fe.

Białe marmury kalcytowe

Są to skały barwy jasnoszarej lub białej na powierzchniach przełamu oraz białej na

powierzchniach zwietrzałych (Fot.5.). Petrograficznie, omawiane marmury są niemal

identyczne z czystymi żółtymi odmianami. Kalcytowi, stanowiącemu główny budulec skały

(przeszło 95% obj.), rzadko towarzyszy mozaikowy kwarc, plagioklazy lub muskowit.

Spośród minerałów akcesorycznych obecne są tytanit i epidot oraz rzadkie tlenki Fe.

Paragnejsy

Paragnejsy formacji Ariekammen petrograficznie są niemal identyczne z paragnejsami

formacji Skoddefjellet. Jedyną zasadniczą różnicą jest niewielka domieszka (<5% obj.)

węglanów.

Łupki mikowe

W obrębie formacji Ariekammen petrograficznie wyróżnić można dwie odmiany

łupków mikowych. Łupki mikowe występujące we wszystkich horyzontach poniżej głównego

horyzontu marmurów uznać można za identyczne z łupkami formacji Skoddefjellet. Z kolei

łupki mikowe formujące charakterystyczny horyzont powyżej głównego horyzontu żółtych

marmurów kalcytowych wykazują petrograficznie identyczne cechy jak łupki mikowe

formacji Revdalen, opisane poniżej.

56

4.3.3. Formacja Revdalen

Łupki mikowe

Są to skały barwy szarej na powierzchniach świeżego przełamu, zaś na

powierzchniach zwietrzałych przybierają charakterystyczny rdzawy odcień (Fot.6.). W

większości przypadków makroskopowo widoczne są granaty i/lub staurolit, a także biotyt.

Mikroskopowo są to skały o strukturze porfiroblastycznej i teksturze kierunkowej. W

formie porfiroblastów generalnie występują, anhedralnie lub euhedralnie wykształcone,

granaty oraz rzadziej, transwersalnie ułożone biotyty. Ponadto w niektórych odmianach

łupków obecne są współwystępujące z granatami porfiroblasty euhedralnego lub

anhedralnego staurolitu. Głównym budulcem tła skały jest kwarc z śladową domieszką

plagioklazu, zaś generalnie kierunkowo ułożone fyllokrzemiany, a w szczególnych

przypadkach również chlorytoid, podkreślają foliację. Pośród fyllokrzemianów zawsze

obecny jest muskowit, któremu zazwyczaj towarzyszy biotyt, a podrzędnie współwystępują z

nimi chloryty. Jedynie w łupkach mikowych z chlorytoidem notuje się podwyższoną

zawartość chlorytu, towarzyszącego muskowitowi w płaszczyznach foliacji, zaś nie notuje się

zupełnie obecności biotytu. Z kolei w łupkach mikowych ze staurolitem dominującym

fyllokrzemianem jest muskowit, zaś biotyt i chloryt występują podrzędnie. Nadto podobnie

jak w paragnejsach i łupkach mikowych formacji Skoddefjellet zarówno muskowit, biotyt jak

i chloryt krystalizowały w cieniach ciśnienia granatów oraz jako minerały zastępujące te

ostatnie, aczkolwiek struktury tego typu w omawianych skałach są znacznie słabiej rozwinięte

niż w skałach formacji Skoddefjellet. Podrzędnie miki obecne są również w formie wrostków

w granatach. Muskowit występuje również w postaci serycytu, powstałego głównie kosztem

rzadkich plagioklazów lub w wyniku defragmentacji większych blastów tego minerału.

Dodatkowo serycyt tworzy reakcyjne obwódki na akcesorycznym, sporadycznie

występującym w łupkach mikowych i łupkach mikowych ze staurolitem, dystenie. W

nielicznych przypadkach widoczne są zaś, prawdopodobnie powstałe kosztem dystenu,

charakterystyczne „kluski” serycytowe. Natomiast zespół pozostałych minerałów

akcesorycznych stanowią: liczny i obecny w każdej z odmian łupków turmalin, cyrkon i/lub

57

monacyt, apatyt, minerały grupy epidotu (w tym allanit), tytanit, rutyl oraz tlenki i siarczki Fe.

Dodatkowo obecne są młodszej generacji tlenowodorotlenki Fe i rzadkie węglany.

4.4. Pegmatyty

Oddzielną grupę skał występujących pośród utworów grupy Isbjørnhamna stanowią

pegmatyty. Skały te tworzące niezgodne żyły nie miąższe niż 2m mikroskopowo ujawniają

strukturę grubokrystaliczną i zbudowane są głównie z albitu, kwarcu oraz muskowitu, a

podrzędnie również mikroklinu. Skały te w dalszym stopniu rozwoju ulegały plastyczno-

sprężystym odkształceniom megaskopowo widocznym jako defragmentacja i budinizacja żył,

zaś mikroskopowo procesy te uwidocznione są poprzez defragmentację brzeżnych części mik

i skaleni oraz lokalną rekrystalizację kryształów kwarcu powodującą zmniejszenie ich

wielkości i powstawanie struktur mozaikowych bądź brukowych. Pośród minerałów

akcesorycznych wyróżnić można licznie występujący turmalin, cyrkon, apatyt, granat i

kyanit. W jednej z żył zlokalizowanej w północnej grani Skoddefjellet rozpoznano również

Fe-columbit, eszynit, fersmit, pirochlor (odmiany Y- i Pb-), ksenotym, allanit, galenę,

argentyt, chalkopiryt. Pegmatyty sklasyfikowano jako typ NYF oraz klasa MSREL-REE

(Černy, Ercit 2005). Bardziej szczegółowy opis powyższych pegmatytów jak i zespołu

minerałów akcesorycznych podają Majka et al. (2005) i Majka et al. (2007).

4.5. PROTOLITY SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA

Na postawie powyższych charakterystyk petrograficznych można określić protolity

poszczególnych odmian litologicznych skał grupy Isbjørnhamna. Protolitem paragnejsów

były najprawdopodobniej drobnoziarniste szarogłazy lub drobnorytmicznie warstwowane

szarogłazy i osady mułowcowo-pelityczne. Zastanawia tu jednak niezwykle wysoka

zawartość plagioklazu w składzie mineralnym paragnejsów, wobec praktycznie znikomych

ilości skalenia potasowego. Można mniemać, iż skały te mogły być pierwotnie specyficzną

odmianą arkoz z tym, że w zamian za skaleń potasowy obecne były plagioklazy. Przy takim

założeniu obszarem alimentacyjnym dla takich sedymentów musiałyby być bogate w

58

plagioklazy skały typu trondheimitów lub anortozytów. Z kolei protolitem łupków mikowych

wszystkich formacji były osady mułowcowo-pelityczne. Natomiast protolitem łupków

kwarcowo-kalcytowo-mikowych były skały mułowcowo-pelityczne lub pelityczne z

domieszką węglanów lub wręcz osady margliste. Margle lub wapienie margliste były

zapewne także protolitem nieczystych marmurów będących pośrednim ogniwem pomiędzy

łupkami kwarcowo-kalcytowowo-mikowymi, a marmurami. Protolitem tych ostatnich były

wapienie.

59

5. CHARAKTERYSTYKA STARSZEGO ZDARZENIA

METAMORFICZNEGO M1 SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA

Na podstawie badań terenowych oraz wstępnych badań mikroskopowych, metapelity

grupy Isbjørnhamna wytypowane zostały do dalszych badań nad wiekiem i warunkami

zdarzeń metamorficznych. Taki dobór materiału badawczego uzasadnia przede wszystkim:

charakter metapelitów samych w sobie, jako skał doskonale zachowujących wszelkie

struktury deformacyjne towarzyszące metamorfizmowi; skład chemiczny pozwalający na

blastezę minerałów będących indykatorami poszczególnych facji i zon metamorficznych (e.g.

Barrow 1893); dostępność precyzyjnych technik geotermobarometrycznych skalibrowanych

właśnie dla metapelitów (e.g. Tracy 1982; Spear 1993); wynikający z własności protolitu

charakter rezerwuarowy metapelitów dla minerałów akcesorycznych, a w szczególności

nośników REE; wreszcie szeroka możliwość opróbowania w badanym rejonie, zarówno w

profilu, jak i lateralnie.

5.1. STRUKTURY DEFORMACYJNE D1

W matepelitach grupy Isbjørnhamna dominującą, penetratywną strukturą planarną jest

foliacja S1, na której powierzchniach, głównie w przypadku metapelitów formacji

Skoddefjellet wyraźna jest lineacja mineralna L1, obie związane z etapem deformacji D1.

Lineacja L1 jest spektakularnie rozwinięta na powierzchniach foliacji S1, towarzyszących

metapelitom z obrębu paragnejsów Skoddefjellet. Ponadto w metapelitach formacji Revdalen,

doskonale widoczne są makroskopowo wskaźniki kinematyczne o charakterze struktur S-C.

Foliacja S1 ujawnia się w postaci płasko-równoległego ułożenia blaszek

fyllokrzemianów oraz poprzez spłaszczenie porfiroblastów granatów (Fot.8.), a także

porfiroblastów staurolitu (Fot.9.) i biotytu transwersalnego (Fot.10.). W płaszczyznach

foliacji dominuje muskowit i biotyt, za wyjątkiem próbek z chlorytoidem, gdzie muskowit

współwystępuje z chlorytem. W tych ostatnich skałach pryzmatycznie wykształcone

chlorytoidy również poddają się głównemu trendowi kierunku foliacji (Fot.11.). Ponadto

foliacja podkreślona jest naprzemianległymi laminami uformowanymi przez

60

drobnoblastyczny kwarc i miki. Częściowo w obrazie mikroskopowym widoczne są również

struktury S-C, podkreślone przez ułożenie blaszek mik.

Jakkolwiek w niektórych próbkach granaty zachowały swój euhedralny pokrój

(Fot.12.), to w większości przypadków poddane były plastycznym odkształceniom. Proces ten

skutkował spłaszczeniem ich blastów, a także wytworzeniem cieniów ciśnieniowych, w

których krystalizowały głównie biotyt, muskowit, kwarc i plagioklaz. Asymetryczność cieni

ciśnieniowych (Fot.13.) wskazuje na niekoaksjalny charakter deformacji D1 towarzyszącej

metamorfizmowi M1. Widoczne w niektórych próbkach helicytowe ułożenie wrostków w

granatach wskazuje na ich wzrost synkinematyczny z deformacją D1. Z kolei wrostki obecne

w granatach o pokroju euhedralnym układają się równolegle do foliacji S1. Obecność

wrostków w granatach jest pospolita, aczkolwiek występują również granaty niemalże ich

pozbawione. Najczęściej spotykane są wrostki kwarcu i minerałów opakowych, a także

rzadsze, plagioklazów i mik. Warte podkreślania jest, że deformacja D1 różnie oddziaływała

na omawiane skały, co jest szczególnie widoczne podczas obserwacji porfiroblastów

granatów. Część z nich pozostała w formie euhedralnej, część była rotowana, a inne jedynie

spłaszczone, lecz nierotowane, o czym wydają się świadczyć obrazy wzajemnie klinujących

się porfiroblastów tego minerału (Fot.14.).

Synmetamorficzne z granatami staurolity również, lecz w znacznie mniejszym

stopniu, uległy plastycznym odkształceniom polegającym na spłaszczeniu blastów oraz

wytworzeniu cieniów ciśnieniowych, w których krystalizował głównie muskowit i kwarc. W

większości przypadków jednak porfiroblasty staurolitu zachowały swój euhedralny pokrój

(Fot.15.), a widocznym wskaźnikiem kinematycznym mogą być słabo rozwinięte ogony

mikowe. Zarówno cienie ciśnieniowe jak i ogony mikowe mają podobnie jak w przypadku

granatów asymetryczny charakter. Staurolity w zdecydowanej większości pozbawione są

wrostków zaś, jeśli takowe są widoczne, to reprezentowane są przez kwarc, muskowit i

minerały opakowe.

Transwersalny charakter profiroblastów biotytu wyraża skośne ułożenie płaszczyzn

łupliwości tego minerału w stosunku do foliacji. Dodatkowo wspomniana łupliwość

podkreślona jest przez częste, lokujące się właśnie w jej płaszczyznach, drobne inkrustacje

grafitowe. Ułożenie grafitu może znamionować kierunek pierwotnych powierzchni S0.

61

Wyraźnym efektem deformacji D1 jest, podobnie jak w przypadku granatów i staurolitu,

spłaszczenie porfiroblastów oraz asymetrycznie rozwinięte, zbudowane również z biotytu

ogony, powstałe prawdopodobnie na skutek defragmentacji porfiroblastów (Fot.10.).

Wnioskować można, iż porfiroblasty biotytu zaczęły wzrastać prekinemtycznie względem

deformacji D1, a następnie zostały przez nią zdeformowane, co generalnie skutkowało

wychyleniem porfiroblastów z pierwotnego położenia.

Zespół struktur deformacyjnych D1 oraz styl deformacji wskazują, iż obserwowane w

metapelitach grupy Isbjørnhamna zespoły mineralne Grt+Chld+Ms+Chl±Pl,

Grt+St+Ms+Bt±Pl, Grt+Ky+Bt+Ms±Pl, Grt+Ky+St+Bt+Ms±Pl, Grt+Bt+Ms±Pl są w każdym

z przypadków równowagowe.

5.2. ETAP PROGRESYWNY METAMORFIZMU M1

Zjawisko metamorficznej zonalności mineralnej obserwuje się w obrębie metapelitów

przynależnych do formacji Revdalen. W próbkach pobranych w NW części terenu, z

zachodniego skrzydła południkowo rozciągającej się megaantykliny, której jądrowe części

odsłaniają się na równinie Rålstranda, paragenezę mineralną etapu progresywnego

metamorfizmu M1 tworzy Grt+Chld+Ms+Chl+Q±Pl. Metapelity wzbogacone w chlorytoid, a

pozbawione biotytu, występują jedynie w rejonie przylądka Russepynten. Kierując się na E

parageneza mineralna przechodzi w zespół Grt+Bt+Ms+Q±Pl, a już w utworach

odsłaniających się w osiowej części wspomnianej antykliny notuje się paragenezę mineralną

Grt+St+Ms+Bt+Q±Pl±Chl. Zasięg metapelitów ze staurolitem rozciąga się aż po wschodnie

zbocza masywu Torbjørnsenfjellet. Z kolei w E i SE części terenu (Revdalen, rejon

Skålfjelldalen oraz Fugleberget) dominują metapelity, w których zespół minerałów

paragenetycznych, związanych z progresywnym etapem M1, tworzy Grt+Ms+Bt+Q±Pl.

Wyjątkiem jest próbka 124 pobrana w dnie doliny Revdalen, gdzie parageneza ta jest

dodatkowo wzbogacona w dysten. Podobnie próbka 218 charakteryzuje się odmiennym

zespołem paragenetycznym obejmującym dodatkowo dysten i staurolit. Taka zmienność

paragenez mineralnych znamionuje generalny wzrost warunków metamorfizmu wzdłuż

rozciągłości utworów formacji Revdalen w kierunku z W na E.

62

W odróżnieniu do metapelitów formacji Revdalen, ich odpowiedniki przynależne do

formacji Skoddefjellet, zarówno w profilu jak i lateralnie, nie wykazują zasadniczej

zmienności paragenetycznego zespołu mineralnego, związanego z etapem progresywnym

metamorfizmu M1. Charakterystyczną dla tych utworów paragenezą jest

Grt+Ms+Bt+Q+Pl±Chl, choć wyjątkowo obecne są również odmiany zubożone w muskowit.

Na uwagę zasługuje jednak obecność drobnoblastycznego allanitu i epidotu, powstających na

etapie progresji, jedynie w metapelitach odsłaniających się w rejonie Rålstranda, zaś w

pozostałych skałach dominuje monacyt, a pierwotny allanit nie jest obecny. Taka sytuacja

wydaje się potwierdzać ogólny trend spadku warunków metamorfizmu z E na W, tak dobrze

widoczny w metapelitach formacji Revdalen, bowiem charakterystycznym jest, iż allanit

trwały jest w warunkach górnego zakresu facji zieleńcowej i dolnego facji amfibolitowej, a

następnie ustępuje miejsca monacytowi w warunkach średniego zakresu facji amfibolitowej

(e.g. Ferry 2000).

5.3. ETAP RETROGRESYWNY METAMORFIZMU M1

Zjawiska związane z retrogresją po piku metamorfizmu M1 są w różny sposób

rozwinięte w badanych próbkach skał grupy Isbjørnhamna. W licznych próbkach widoczne

jest zjawisko częściowego (do 60%obj.) lub nawet całkowitego zastępowania granatu przez

zespoły minerałów Bt+Ms+Pl+Q lub alternatywnie Pl+Q (Fot.16.). Szczególnie spektakularne

struktury tego typu rozwinięte są w próbkach 111, 117, 401. Ważnym jest fakt, iż

intensywność przeobrażeń retrogresywnych zmienia się nawet w skali pojedynczych lamin w

obrębie tej samej płytki cienkiej. Charakter tych zmian oraz zespól minerałów

krystalizujących na tym etapie wskazuje na to, iż następowały one tuż po piku metamorfizmu

i związane są prawdopodobnie ze skanalizowanym przepływem fluidów, co może tłumaczyć

lokalną zmienność ich intensywności.

63

5.4. WARUNKI ETAPU PROGRESYWNEGO METAMORFIZMU M1

W celu dokładnego rozpoznania warunków etapu progresywnego metamorfizmu M1

wykonano punktowe analizy składu chemicznego granatów, biotytu i plagioklazów, a także

badania zonalności chemicznej granatów i staurolitu. Wyniki analiz punktowych użyto do

obliczeń geotermobarometrycznych mających na celu rozpoznanie i opisanie w sposób

ilościowy ciśnienia i temperatury, jakim poddane były skały grupy Isbjørnhamna.

5.4.1. Granaty

Wykonano 73 punktowe analizy składu chemicznego granatów do badań

geotermobarometrycznych. Analizy wykonywano w obwódkach granatów, jednakże

zachowywano odpowiedni dystans (>10µm) od granicy blastu, ażeby uniknąć efektu lokalnej

dyfuzji z minerałami otaczającymi granat. Sporadycznie również punkty analityczne stawiono

w jądrowych częściach granatów w pobliżu wrostków biotytu, unikając jednak lokalnego

efektu zmiany składu chemicznego powodowanego dyfuzją. Wyniki punktowych analiz

składu chemicznego granatów przedstawiono w Zał.1.

Skład chemiczny granatów

W wyniku analiz składu chemicznego stwierdzono, iż granaty są almandynami.

Dodatkowo zauważono, że granaty pochodzące z łupków mikowych obu formacji,

pozbawionych staurolitu bądź dystenu, charakteryzują się wyższą zawartością cząsteczki

grosularowej (do ca. 20%), podczas gdy w granatach pochodzących z łupków mikowych,

zawierających staurolit bądź dysten, zawartość cząsteczki grosularowej nie przekracza 10%.

Jest to najprawdopodobniej wynikiem pierwotnego charakteru chemicznego protolitu danej

skały, a nie warunków fizycznych metamorfizmu. Skład chemiczny skał relatywnie

bogatszych w Ca nie sprzyja, bowiem, w warunkach mezozonalnego metamorfizmu,

formowaniu się tzw. Al saturating phases, jakimi są m.in. staurolit i dysten (Spear 1993).

64

Zonalność chemiczna granatów

Badania zonalności chemicznej granatów służyły rozpoznaniu charakteru

chemicznego granatów w celu właściwego interpretowania wyników badań

geotermobarometrycznych. Wykonano 12 trawersów mikrosondowych przez porfiroblasty

granatów. Granaty dobrano tak, aby pochodziły z próbek o różnie wykształconym zespole

paragenetycznym, a także aby pochodziły zarówno z formacji Skoddefjellet jak i formacji

Revdalen. Zanalizowano 3 granaty pochodzące z łupków mikowych formacji Skoddefjellet

(próbki: 104, 214, 219), 2 garanaty z łupków mikowych formacji Revdalen, pozbawionych

dystenu i staurolitu (próbki: 125, 203), 5 granatów z łupków mikowych formacji Revdalen,

wzbogaconych w staurolit (próbki: 204, 205, 206) oraz 2 granaty z łupka mikowego formacji

Revdalen, wzbogaconego w dysten (próbka 124). Zaniechano analizowania granatów

pochodzących z łupków mikowych formacji Revdalen wzbogaconych w chlorytoid. Taki

wybór uzasadnia się faktem, iż parageneza mineralna w tych skałach, z jednej strony pozwala

zamknąć warunki jej tworzenia w dość wąskim przedziale na diagramach P-T, z drugiej zaś

strony parageneza ta uniemożliwia zastosowanie metod geotermobarometrycznych nie

pozostawiających wyniku spekulacyjnego. Zaniechano również wykonania przekroju przez

granaty pochodzące z łupka mikowego formacji Revdalen zawierającego praganezę staurolitu

z dytsenem (próbka 218). Granaty pochodzące z tej próbki, bądź zachowane są tylko w

części, bądź też niezwykle bogate są we wrostki, co uniemożliwiało precyzyjne wyznaczenie

linii trawersu. Trawersy przez granaty zobrazowano na Fig.5.

Granaty pochodzące z łupków formacji Skoddefjellet charakteryzują się

systematycznym spadkiem Fe/(Fe+Mg) od jądra ku brzegom ziarna. Podobny trend wykazuje

Mg, przy czym w próbce 214 zawartość Mg delikatnie opada bezpośrednio w obwódkach

(przy brzegach ziarna). Z kolei zawartość Fe w próbkach 104 i 214 wzrasta od jądra ku

obwódkom, a jedynie w próbce 219 linia trawersu Fe jest płaska (Fig.5l.), a podnosi się

bezpośrednio w obwódkach. Zawartość Mn we wszystkich granatach maleje od jądra ku

obwódkom, przy czym jedynie w próbce 214 podnosi się bezpośrednio w obwódce. Przebieg

trawersów zawartości Ca we wszystkich granatach nie jest regularny, aczkolwiek we

wszystkich przypadkach zawartość Ca maleje od jądra ku obwódkom. Warte podkreślenia jest

65

również, iż w badanych granatach różna jest zawartość poszczególnych członów, co najlepiej

widoczne jest w przypadku Mn.

Cecha wspólną granatów pochodzących z łupków mikowych formacji Revdalen,

pozbawionych staurolitu i dystenu, jest systematyczny wzrost zawartości Mg od jądra ku

obwódkom oraz taki sam spadek zawartości Mn. Granat pochodzący z próbki 125 wykazuje

brak zonalności Fe/(Fe+Mg) i Ca, zaś zawartość Fe wzrasta nieznacznie od jądra ku

obwódkom. Z kolei granat pochodzący z próbki 203 charakteryzuje się spadkiem Fe/(Fe+Mg)

od jądra ku obwódkom i delikatnym wzrostem zawartości Ca w przeciwnym kierunku.

Przebieg trawersu zawartości Fe jest zmienny i charakteryzuje się stopniowym wzrostem od

jądra ku obwódce, by następnie zmienić trend na spadkowy w rejonie obwódek (Fig.5e).

Granaty pochodzące z łupków mikowych ze staurolitem wykazują zmienny charakter

zonalności. Granat pochodzący z próbki 204 charakteryzuje się niewielkim spadkiem

Fe/(Fe+Mg) od jądra w kierunku obwódek, lecz w obwódkach tendencja ta się zmienia i

Fe/(Fe+Mg) na powrót rośnie do wartości podobnych jak w jądrze. Zawartość Fe w tym

granacie systematycznie podnosi się od jądra ku obwódkom, jednakże w samych obwódkach

wzrost nie jest już tak gwałtowny. Podobny przebieg trawersu notuje się w przypadku

zawartości Mg, jednakże w tym przypadku, w obwódkach widoczny jest nieznaczny trend

spadkowy. Z kolei zawartość Ca gwałtownie spada od jądra ku obwódkom, przy czym w

samych obwódkach delikatnie się podnosi. Przebieg zawartości Mn wykazuje systematyczny

trend spadkowy od jądra ku obwódkom. Granat pochodzący z próbki 205 oraz dwa granaty z

próbki 206 (206-1, 206-2) różnią się od granatu z próbki 204 przebiegiem trawersu

Fe/(Fe+Mg), charakteryzującym się spadkiem od jądra ku obwódkom. Z kolei przebieg

zawartości Fe, Mg, Mn i Ca jest podobny między sobą, jak i do granatu 204. Warto jednak

nadmienić, iż tendencja zmiany trendu zawartości Fe, Mg i Ca jest w tych granatach bardziej

wyraźna. Zupełnie odmienną charakterystykę chemiczną posiada granat 206-3, gdzie nie

obserwuje się żadnej zonalności, a poszczególne trawersy utrzymują się na stałym poziomie

(Fig.5j.). Granaty pochodzące z łupka formacji Revdalen wzbogaconego w dysten (124-1,

124-2), podobnie jak granat 206-3, nie wykazują żadnej zonalności, a przebieg

poszczególnych trawersów nie jest regularny, choć obserwuje się bezpośrednio w obwódkach

spadek zawartości Mg oraz skok zawartości Mn.

66

Fig. 5a. Trawers przez granat (próbka 104).

Fig. 5b. Trawers przez granat (próbka 124, granat 1).

67

Fig. 5c. Trawers przez granat (próbka 124, granat 2).

Fig. 5d. Trawers przez granat (próbka 125).

68

Fig. 5e. Trawers przez granat (próbka 203).

Fig. 5f. Trawers przez granat (próbka 204).

69

Fig. 5g. Trawers przez granat (próbka 205).

Fig. 5h. Trawers przez granat (próbka 206, granat 1).

70

Fig. 5i. Trawers przez granat (próbka 206, granat 2).

Fig. 5j. Trawers przez granat (próbka 206, granat 3).

71

Fig. 5k. Trawers przez granat (próbka 214).

Fig. 5l. Trawers przez granat (próbka 219).

72

Spadek Fe/(Fe+Mg) od jądra granatu ku jego obwódkom jest charakterystycznym

wskaźnikiem wzrostu temperatury w warunkach facji zieleńcowej i amfibolitowej (Spear

1993). Spadek zawartości Mn i Ca pozwala stwierdzić, iż granat wzrastał w wyniku jednej

reakcji chemicznej (Tracy 1982). Taka sytuacja obserwowana jest generalnie w granatach

pochodzących z łupków mikowych formacji Skoddefjellet. Nieco odmiennie zachowują się

granaty pochodzące z łupków mikowych formacji Revdalen. Granaty z próbek 125, 203, 204,

205, oraz granaty 1 i 2 z próbki 206, ujawniają generalny spadek zawartości Mn od jąder ku

obwódkom. Wyjątkiem są marginalne części granatów z próbek 205 i 206 (granat 1),

aczkolwiek wzrost zawartości Mn w tych rejonach jest niewielki, co może wskazywać na

nieznaczny spadek temperatury podczas ich formowania lub lokalne zjawisko wymiany Mn z

otoczeniem na drodze dyfuzji. Z kolei przebiegi trawersów zawartości Ca i Fe jedynie w

jądrowych częściach omawianych granatów odpowiadają blastezie w wyniku jednoetapowej

reakcji chemicznej w warunkach wzrastającej temperatury, zaś przebiegi tych trawersów w

rejonach obwódek wskazują na zmianę warunków chemicznych środowiska blastezy.

Prawdopodobnym jest, że zmiana ta spowodowana jest początkiem krystalizacji staurolitu, za

czym przemawia zubożenie granatu w Fe. Jednocześnie obserwowane jest wzbogacenie

granatu w Ca, co może świadczyć o zahamowaniu krystalizacji plagioklazu, przez co nadmiar

Ca lokowany był w strukturze granatu. Przebiegi trawersów Fe/(Fe+Mg) wskazują na

stopniowy wzrost temperatury podczas formowania się granatów. Jedynie w przypadku

granatu z próbki 204, gdzie marginalne strefy obwódek ujawniają wzrost Fe/(Fe+Mg), co

prawdopodobnie oznacza nieznaczny spadek temperatury podczas ich formowania. Odmienny

charakter chemiczny niezonalnych granatów z próbek 124 (granat 1 i 2) oraz 206 należy

tłumaczyć homogenizacją tych granatów na etapie wczesnej retrogresji (Spear 1993),

powiązanej głównie ze spadkiem ciśnienia.

5.4.2. Staurolity

Wykonano trawersy mikrosondowe przez 3 blasty staurolitu występujące w próbkach

204, 205, 206. Staurolity pochodzą z próbek pobranych w rejonie Torbjørnsenfjellet.

73

Spodziewano się, iż widoczna będzie zonalność progresywna objawiająca się wzrostem Mg

ku obwódkom przy jednoczesnym spadku Fe. Trawersy zobrazowane są na Fig.6.

Staurolity z wszystkich trzech próbek praktycznie nie wykazują zonalności

chemicznej, a jedynie lokalnie widoczne są fluktuacje poszczególnych pierwiastków w

kolejnych punktach analitycznych. Na podstawie zawartości Fe na poziomie ca. 1,55-1,74

apfu oraz Mg na poziomie ca. 0,21-0,29 apfu stwierdzono, że są to Fe-staurolity.

Fakt, iż staurolity są niezonalne pozwala stwierdzić, iż powstawały w stabilnych

warunkach PT facji amfibolitowej, prawdopodobnie bliskich piku metamorfizmu dla próbek,

w których je zidentyfikowano (Spear 1993). Dowodzi temu również zapis zonalności

granatów z próbek ze staurolitem, gdzie efekt inwersji Fe i Ca, prawdopodobnie związany z

wejściem w reakcję właśnie staurolitu, ma miejsce w zonie zewnętrznej i nie jest długotrwały.

Dodatkowo łącząc informacje o braku zonalności staurolitów i zonalności koegzystujących z

nimi granatów można wnioskować o stosunkowo krótkotrwałym wzroście tych pierwszych.

204

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

1,4

1,6

1,8

2

1 2 3 4 5 6 7 8

punkty analityczne

apfu

FeMgMn

Fig. 6a. Trawers przez staurolit (próbka 204).

74

205

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

1,4

1,6

1,8

1 3 5 7 9 11

punkty analityczne

apfu

FeMgMn

Fig. 6b. Trawers przez staurolit (próbka 205).

206

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

1,4

1,6

1,8

1 2 3 4 5 6 7 8

punkty analityczne

apfu

FeMgMn

Fig. 6c. Trawers przez staurolit (próbka 206).

75

5.4.3. Biotyty

Wykonano 75 analiz punktowych składu chemicznego biotytów do badań

geotermobarometrycznych. Analizowano wszystkie wyróżnione typy teksturalne biotytów:

foliacyjne, krystalizujące w cieniach ciśnieniowych i zastępujące granaty, wrostki w

granatach oraz transwersalne. Do analiz wybierano blasty biotytów nie wykazujące żadnych

zmian wtórnych. Ponadto starano się tak wybierać punkty analityczne, ażeby (podobnie jak w

przypadku analiz punktowych granatów) uniknąć lokalnego efektu zmiany składu

chemicznego, powodowanego dyfuzją. Wyniki analiz chemicznych biotytów zawarto w Zał.2.

Biotyty pochodzące z metapelitów skał grupy Isbjørnhamna charakteryzują się

zawartością VIAl w zakresie 0,653-0,86 apfu, zaś wartości XFe kształtują się w zakresie 0,57-

0,697. Takie zawartości VIAl i XFe pozwalają zaklasyfikować omawiane biotyty do grupy

annitów (Fig.7.).

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

0,9

1

0 0,5 1 1,5VIAl (apfu)

Fe/(F

e+M

g)

2

Annit

Flogopit Eastonit

Syderofyllit

Fig. 7. Położenie analizowanych biotytów z łupków mikowych grupy Isbjørnhamna w diagramie klasyfikacyjnym (Deer et al. 1965).

Ponadto stwierdzić można, iż powstawały one w metapelitach metamorfizowanych w

warunkach średniego i górnego zakresu facji amfibolitowej (Guidotti 1984; Spear 1993).

76

Zawartość Ti na poziomie 0,085-0,295 apfu (Fig.8.) jest charakterystyczna dla biotytów

pochodzących ze skał mezozonalnych serii facjalnych Barrow (Henry et al. 2005).

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

0,4

0,45

0,5

0,3 0,35 0,4 0,45 0,5 0,55 0,6

Mg/(Mg+Fe)

Ti (a

pfu)

Fig. 8. Diagram Mg/(Mg+Fe) vs. Ti w apfu dla analizowanych biotytów pochodzących z łupków mikowych grupy Isbjørnhamna.

Wyniki analiz chemicznych biotytów pozwalają stwierdzić, iż bez względu na swą

pozycję teksturalną charakteryzują się zbliżonym składem chemicznym. Biotyty pochodzące

z tej samej próbki mają ten sam skład. Powyższe fakty wskazują na to, iż wszystkie typy

teksturalne mogą zostać uznane za równowagowe, zaś na pewne zmiany składu chemicznego

biotytów miał wpływ jedynie skład chemiczny macierzystej skały.

5.4.4. Plagioklazy

Analizy punktowe składu chemicznego plagioklazów wykonano jedynie dla próbek, w

których w paragenezie występuje dysten, ponieważ tylko w takich próbkach stosować można

geobarometr GASP. Wykonano 25 analiz punktowych plagioklazów tkwiących zarówno w tle

77

skalnym jak i w cieniach ciśnienia granatów. Analizy te były sprzężone z analizami par

granat-biotyt. Wyniki analiz przedstawione są w Zał.3. oraz zobrazowane na Fig.9.

Fig. 9. Skład chemiczny plagioklazów z próbek 124 i 218.

Generalną tendencją jest, iż analizowane plagioklazy różnią się zawartością cząsteczki

anortytowej zależnie od pozycji teksturalnej. Plagioklazy będące w zrostach z granatami lub

częściowo je zastępujące charakteryzują się składami w zakresie An17-An10, zaś plagioklazy

krystalizujące w płaszczyznach foliacji charakteryzują się składami w zakresie An12-An9.

Zawartość cząsteczki anortytowej w plagioklazach jest wyższa niż tzw. próg facji

amfibolitowej wynoszący An7 (e.g. Spear 1993). Plagioklazy pochodzące z płaszczyzn

foliacji, charakteryzujące się stosunkowo niższymi zawartościami cząsteczki anortytowej,

należy uznać za powstałe podczas maksimum deformacji. Zatem ich skład chemiczny może

być charakterystyczny dla maksimum ciśnieniowego. Plagioklazy pozostające w zrostach z

granatami i ewentualnie je zastępujące, charakteryzujące się wyższymi zawartościami

cząsteczki anortytowej przypuszczalnie powstawały kosztem granatów na wstępnym etapie

retrogresji.

78

5.4.5. Geotermometr granat-biotyt

Biorąc pod uwagę różny charakter zonalności chemicznej granatów występujących w

różnych paragenezach stosowano różne algorytmy działania. W próbkach pozbawionych

staurolitu i/lub dystenu analizowano obwódki granatów oraz biotyty zarówno będące w

zrostach z granatami jak i pochodzące z matrix (biotyty foliacyjne krystalizujące w tle

skalnym, nie pozostające w zrostach z granatami). Założono, iż we wszystkich próbkach

pozbawionych staurolitu i dystenu zonalność granatu jest normalna (progresywna).

W próbkach zawierających staurolit analizowano biotyty foliacyjne oraz biotyty

zastępujące granaty. Nadmienić należy jednak, iż właśnie te próbki charakteryzują się

mniejszą zawartością modalną biotytu w stosunku do pozostałych, toteż nie zawsze możliwy

był wybór biotytu absolutnie pozbawionego wtórnych przeobrażeń. Dodatkowym problemem

był charakter zonalności granatów, gdzie w marginalnych strefach normalnie zonalnych

granatów zaznaczał się efekt reakcji staurolite in lub granaty były homogeniczne.

W próbkach wzbogaconych w dysten postąpiono w dwojaki sposób. W próbce 124

analizowano wszystkie możliwe typy teksturalne biotytów będące w zrostach z granatami

oraz biotyty w matrix. W pierwszym przypadku obliczano temperatury dla pary granat

(obwódka)- biotyt (w zroście), w drugim zaś granat (jądro)- biotyt (w matrix). Taki dobór par

mógł umożliwić zarówno stwierdzenie temperatury dla maksymalnego ciśnienia (para „jądro-

matrix”) jak i maksimum piku temperaturowego (para „obwódka-zrost”) w przypadku, gdy

nie zachodziło zjawisko całkowitej homogenizacji granatu i dyfuzji na granicy granat-biotyt.

Alternatywnie w przypadku, gdy zachodziło zjawisko całkowitej homogenizacji granatu i

dyfuzji na granicy granat-biotyt, para „jądro-matrix” wskazywałaby maksymalną temperaturę

w maksimum ciśnieniowym zaś pary „obwódka-zrost” temperatury wstępnego etapu

retrogresji (Spear 1993). W próbce 218A analizowano jedynie biotyty pozostające w zrostach

z granatami pomimo, że nie wykonano ilościowych profili zonalności granatów. Uzyskano

natomiast informacje o obecności zonalności progresywnej z półilościowych analiz techniką

EDS, których prezentowania w tej pracy zaniechano. Przykładowe relacje analizowanych par

granat-biotyt przedstawiono na Fot.17, 18.

79

Do przeliczeń geotermometrycznych użyto geotermometru granat-biotyt w kalibracji

Holdaway et al. (1997) z danymi termodynamicznymi według Holdaway (2000). Przeliczenia

wykonano przy użyciu programu GBGASP autorstwa Holdaway’a i Mukhopadhyay’a

otrzymanego bezpośrednio od autorów. W przeliczaniach wykorzystano 78 par granat-biotyt z

22 próbek. Wyniki przeliczeń zamieszczono w Tab.2. W przypadku, gdy w jednej próbce

analizowano kilka par, wyniki uśredniano, za wyjątkiem temperatur zdecydowanie

odbiegających od pozostałych (poza granicami błędu). Na Fig.10. przedstawiono temperatury

maksymalne uzyskane dla danych próbek. Temperatury wyliczano dla ciśnienia 9 kbar,

opierając się zarówno na paragenezach mineralnych obecnych w badanych próbkach oraz na

wstępnych badaniach nad ciśnieniem (Majka 2003; Majka et al. 2004). Każda z obliczonych

temperatur obarczona jest błędem ±15ºC.

Uzyskane temperatury zamykają się w zakresie 428-681ºC. W zdecydowanej

większości przypadków nie obserwuje się zależności temperatury od typu teksturalnego

biotytu, z wyjątkiem temperatur oznaczanych dla biotytów występujących w formie wrostków

w granatach. W niektórych próbkach (119, 126, 218, 219) pojedyncze wyniki są

zdecydowanie zaniżone w stosunku do pozostałych, przez co powinny być odrzucone jako

niewiarygodne. Mało wiarygodna wydaje się być również temperatura uzyskana dla próbki

206 wynosząca zaledwie 519ºC, co stoi w sprzeczności z polami trwałości zespołu minerałów

paragenetycznych występujących w tej próbce. Zaniżenie temperatury w tym przypadku

spowodowane może być faktem lokalnie odwróconej zonalności Fe i Ca obserwowanej w

granatach pochodzących z tej próbki lub lokalną dyfuzją pomiędzy biotytem a granatem. Z

kolei w próbce 124 wszystkie pary granat-biotyt analizowane w systemie „obwódka-zrost”

wskazują niższe temperatury niż pary analizowane w systemie „jądro-matrix”. W tym

przypadku bez wątpienia jest to efekt homogenizacji granatu i lokalnej dyfuzji pomiędzy

granatem i biotytem.

80

Tab. 2. Wyniki oznaczeń geotermometrycznych przy użyciu geotermometru granat-biotyt. O-obwódka, j-

jądro, f-foliacyjny, w-wrostek, z-zastępujący, c-cień ciśnieniowy, T*- uśrednione temperatury. Kursywą

wyróżniono temperatury nie włączone do średniej.

Próbka Lokalizacja T(ºC) Granat Biotyt T * (ºC) Odch. stand.

103 Låkpynten 604 530

o j

f w

604 -

- -

570

5

104 Rålstranda-Låkdalen

574 567 517 513 496

o o o o o

c f f z c - -

106 wylot Gangpasset 542 522 527

o o o

z z z

530 10

111 Skålfjelldalen 675 642 681

o o o

f f z

666 21

672 7 119 zachodnia grań Skålfjellet

668 667 680 610 605

o o o o o

f f c w z - -

123 środkowa Revdalen 631 626 661

o o o

z z f

639 19

646 9

124 górna Revdalen

637 645 655 583 597 559 527 592 608 597 612 621 580

j j j o o o o o o o o o o

f f f f f z z f f f f f f

- -

125 Fugleberget

597 569 577 558

o o o o

z z f f

575 16

628 23 126 Fugleberget

616 655 614 540

o o o o

f f z c - -

81

551 10 203 Rålstranda-Gangapasset

536 554 553 548 563 428

o o o o o j

z f f t f w - -

204 Torbjørnsenfjellet 580 o f 580 - 206 górna Låkdalen 519 o f - - 208 Birkenmajerkammen 671 o c 671 -

211 Birkenmajerkammen 648 609 604

o o o

f z f

620 24

214 Skoddefjellet

641 651 667 670

o o o o

z z f f

655 14

216 przeł. Skoddefjelet-Ariekammen 596 o f 596 -

217 przeł. Birkenmajerkammen-Skålfjellet 628 634 642

o o o

f w z

635 7

628 35 218 przeł. Skålfjellet-Eimfjellet

664 624 595 525

o o o j

f c f w - -

611 15 219 wylot Revdalen

634 612 603 609 595 561 506

o o o o o o j

f c f z z f w - -

220 wylot Ariedalen 633 o z 633 - 221 Vesletuva 574 o f 574 -

222 przeł. Ariekammen-Vesletuva 624 617 661

o o o

c z c

634 24

Generalnie obserwuje się, iż maksymalne temperatury w zachodniej części terenu

(Rålstranda i wylot Gangpasset) zamykają się w przedziale 530-604ºC. Zaznaczyć należy, iż

temperatura dla próbki 106 została uzyskana jedynie dla par granatów z biotytami

zastępującymi, przez co może być ona zaniżona w stosunku do realnej temperatury piku

termicznego metamorfizmu. Pojedyncze oznaczenie dla próbki pochodzącej z

Torbjørnsenfjellet (próbka 204, T=580ºC) jest jedynym wiarygodnym wynikiem w tej części

terenu. Z kolei temperatury oznaczone dla próbek pobranych w północnej części

82

megaantyformy Ariebreen (próbki 111, 119, 123, 124, 208, 211, 214, 216, 217, 218)

zamykają się w zakresie 620-671ºC i są to najwyższe temperatury notowane w obrębie skał

grupy Isbjørnhamna. Nieznacznie niższe temperatury notowane są dla próbek pobranych na

południowym i południowo-wschodnim skłonie megaantyformy Ariebreen (próbki 216, 220,

222) i zamykają się w granicach 596-634ºC. Podobnie próbki z rejonu Fuglebereget-

Vesletuva (125, 126, 221) wskazują temperatury z zakresu 574-628ºC. Oznaczone

temperatury dla wrostków biotytów w granatach wskazują z kolei, iż wzrost samych granatów

zachodził już w temperaturach ca. 430ºC.

Wyniki oznaczeń geotermometrycznych pozostają w zgodzie z obserwowaną w

badanych skałach zonalnością mineralną. Obserwuje się bowiem stopniowy wzrost

temperatur z W na E, zaś maksymalne temperatury osiągnięte zostały w centralnej części

megaantyformy Ariebreen, w próbkach pobranych z najniżejległych skał w profilu grupy

Isbjørnhamna (próbki 111 i 119). Z kolei w południowej części wspomnianej formy

Ariebreen obserwuje się ponowny spadek temperatur. Jednakże spadek ten nie jest tak

znaczny jak w przypadku zachodniej części terenu.

Opisany wyżej trend jest jeszcze lepiej widoczny w sytuacji, gdy rozpatrzy się jedynie

próbki pochodzące z metapelitów formacji Revdalen (próbki 106, 124, 125, 203, 204, 217,

218). Ponieważ skały formacji Revdalen formują horyzont o miąższości nie większej niż ca.

200m uznać można, iż wyniki oznaczeń geotermometrycznych dla tych próbek powinny

przedstawiać faktyczny trend lateralnych zmian temperatur w skałach grupy Isbjørnhamna.

Zmienność ta została przedstawiona na Fig.11. Widoczny jest wzrost temperatur w kierunku

wschodnim, gdzie maksimum osiągnięte jest dla próbek pobranych w rejonie górnej Revdalen

i Eimfjellet, a następnie nieznaczny spadek w rejonie Fugleberget.

83

551

530

580

646

628635

575

500

600

700

203 106 204 124 218 217 125

Numer próbki

T(ºC

)

Fig. 11. Trend lateralnej zmienności temperatur w skałach formacji Revdalen z zachodu na wschód.

5.4.6. Geobarmoetr GASP (Garnet - Al2SiO5 - Plagioclase)

Badania geobarometryczne przy użyciu geobarometru GASP wykonano jedynie dla

próbek, w których występuje dysten. Pośród kolekcji zebranych przez autora próbek, jedynie

próbki 124 i 218, pochodzące ze skał przynależnych do formacji Revdalen, zawierają dysten,

dzięki czemu mogły potencjalnie posłużyć do przeliczeń geobarometrycznych. W tym celu

wykonano 25 punktowych analiz składu chemicznego plagioklazów (opis powyżej). Na

podstawie wyników geotermometrycznych w próbce 124 wyselekcjonowano 3 plagioklazy

pochodzące z matrix, które skorelowano z parami granat-biotyt analizowanymi w systemie

„jądro-matrix”. Zrezygnowano z wyliczania ciśnień dla par granat-biotyt analizowanych w

systemie „obwódka-zrost” mając na względzie, iż skład chemiczny plagioklazów

pozostających w zrostach z granatami również może być zafałszowany poprzez zjawisko

dyfuzji, co zdają się potwierdzać wyniki analiz chemicznych plagioklazów prezentowane w

Zał.3. Z kolei w próbce 218 ciśnienia liczone były jedynie dla plagioklazów będących w

zrostach z granatami, które skorelowano odpowiednio z kolejnymi analizami par granat-biotyt

(3 analizy punktowe).

84

Do przeliczeń geobarometrycznych użyto geobarometru GASP w kalibracji Holdaway

(2001). Ciśnienia policzono przy użyciu programu GBGASP autorstwa Holdaway’a i

Mukhopadhyay’a. Wyniki przeliczeń zamieszczono w Tab.3. Każde z obliczonych ciśnień

obarczone jest błędem ±0,62kbar.

Tab. 3. Wyniki oznaczeń geobarometrycznych przy użyciu geobarometru GASP.

Próbka T(ºC) P(kbar)

124 646

11,30 11,02 9,84

218 628

8,77 6,6

Uzyskane ciśnienia zamykają się w przedziale 9,84-11,3 dla próbki 124 oraz 6,6-8,77

dla próbki 218. Duża rozbieżność uzyskanych wyników nie pozwala jednoznacznie stwierdzić

czy wyniki te są wiarygodne. Taka sytuacja spowodowana może być faktem, iż plagioklazy

nie we wszystkich przypadkach są równowagowe z granatami, co z kolei spowodowane może

być zarówno zmianami składu chemicznego tych minerałów na etapie retrogresji bądź też

młodszego etapu metamorfizmu.

Możliwe jest sprawdzenie, czy policzone ciśnienia są wiarygodne posługując się

aktualnymi danymi o średnich gradientach geotermicznych i geobarometrycznych.

Uwzględniając średni gradient geotermiczny na poziomie 25ºC/1km można stwierdzić, iż dla

próbek 124 i 218 głębokość pogrzebania mogła wynosić ok. 25-26km. Pozwala to z kolei

określić, iż na takich głębokościach panować mogło ciśnienie ok. 8kbar (przy założeniu

średniego gradientu geobarometrycznego 1kbar/3,2km). Oczywiście na uwadze należy mieć

również fakt, iż w prekambrze gradient geotermiczny ten mógł być wyższy. Z kolei

uwzględniając dodatkową składową ciśnieniową w postaci stressu wiarygodnymi wydają się

być raczej ciśnienia wyższe niż ca. 8kbar. Maksymalne uzyskane ciśnienia zestawiono na

Fig.10.

85

86

5.4.7. Kompilacja wyników geotermobarometrii oraz systemu KFMASH (K2O-FeO-Mg-

Al2O3-SiO2-H2O)

System KFMASH, zaproponowany przez Spear'a i Cheney’a (1989) i zmodyfikowany

przez Kohn’a i Spear'a et al. (2000), stosuje się jedynie do rozpatrywania przemian

mineralnych zachodzących w bogatych w Al metapelitach. W profilu skał grupy

Isbjørnhamna jedynie łupki mikowe formacji Revdalen reprezentują klasyczne metapelity,

bogate w Al. Zastosowanie systemu KFMASH pozwala prześledzić ścieżkę PT dla badanych

skał jak i sprawdzić wiarygodność oznaczeń geotermobarometrycznych.

Najniżej zmetamorfizowne skały odsłaniają się w rejonie przylądka Russepynten.

Zespół minerałów paragenetycznych wskazuje, iż warunki metamorfizmu tych skał

odpowiadają facji albitowo-epidotowo-amfibolitowej, powyżej izogrady chlorytoidowej i

granatowej. Brak biotytu w paragenezie nie oznacza, iż skały te formowały się poniżej

izogrady biotytowej, natomiast może być to efektem specyficznego składu chemicznego całej

skały. Zgodnie z systemem KFMASH obecność chlorytoidu, chlorytu i granatu w paragenezie

oznacza, iż skały te formowały się w temperaturze wyższej niż 450ºC, zaś poniżej 520ºC.

Dopiero powyżej tej temperatury chloryt ulega dekompozycji i zastępowany jest przez zespół

granat-biotyt. Podobnie rzecz się ma z chlorytoidem, jakkolwiek w specyficznych warunkach

może być trwały aż po 550ºC.

Kierując się dalej na E, jeszcze w obrębie równiny Rålstranda, w skałach formacji

Revdalen zespołem minerałów wskaźnikowych jest granat-biotyt, przechodząc w zespół

granat-biotyt-staurolit. Oznacza to wzrost warunków metamorfizmu powyżej 520ºC w

przypadku skał pozbawionych staurolitu i dalej powyżej 550ºC w przypadku skał

zawierających staurolit. Trwałość tej paragenezy jest ograniczona bardziej przez ciśnienie niż

temperaturę, bowiem w warunkach ciśnień sięgających 6-7kbar staurolit może być trwały

nawet w temperaturach sięgających 680ºC, zaś już przy ciśnieniu 10-11kbar maksymalna

temperatura trwałości staurolitu wynosi ca. 600ºC. Biorąc pod uwagę wyniki oznaczeń

geotermometrycznych stwierdzić można, iż faktycznie skały zawierające granat i biotyt, a nie

zawierające saturolitu tworzyły się w zakresie temperatur 520-550ºC, o czym świadczą

temperatury ca. 530ºC i ca. 551ºC uzyskane dla próbek 106 i 203. Dodatkowo uznając za

87

wiarygodny wynik 580ºC uzyskany dla próbki 204, można by wnioskować, iż skały

zawierające staurolit w paragenezie powstawały w ciśnieniach nie niższych niż ca. 8kbar, zaś

nie wyższych niż ca. 11kbar.

Z kolei w rejonie górnej Revdalen w zespole paragenetycznym zanika staurolit, zaś

pojawia się dysten. Parageneza ta trwała jest powyżej temperatury ca. 630ºC przy ciśnieniu

ca. 11kbar. Wyniki oznaczeń geotermobarometrycznych dla próbki 124 wskazują, iż

temperatura podczas formowania się tej skały wynosiła 646ºC, zaś ciśnienie mogło

maksymalnie wynosić właśnie ca. 11kbar. Dodatkową przesłanką ku temu, aby twierdzić, iż

metamorfizm zachodził w tak wysokich warunkach PT jest fakt homogenizacji granatów.

Zjawisko to zachodzi, bowiem jedynie w skałach wysokiego stopnia metamorfizmu (Tracy

1982; Spear 1993).

W skałach odsłaniających się w NE części terenu w rejonie przełęczy pomiędzy

Eimfjellet i Skålfjellet stwierdzono obecność zarówno dystenu jak i staurolitu. Parageneza ta

jest trwała w niewielkim zakresie temperatur ca. 640-680ºC w ciśnieniach nie wyższych niż

9-10kbar. Należy również nadmienić, iż możliwość zaistnienia takiego zespołu

paragenetycznego jest restrykcyjnie ograniczona poprzez skład chemiczny protolitu. Wyniki

oznaczeń geotermobarometrycznych dla tych skał (próbka 218) wskazują, iż metamorfizm

zachodził w temperaturze 628ºC, zaś ciśnienie mogło być w zakresie 6,6-8,77kbar. O ile

temperatura 628ºC niewiele odbiega od pola trwałości zaproponowanego w systemie

KFMASH, to ciśnienie wydaje się być zaniżone. Pamiętać należy jednak, iż pola trwałości w

systemie KFMASH wyznaczone były dla średniej z wielu pomiarów i obserwacji, toteż

pomimo iż jest to ogólnie przyjęty system, sami autorzy dopuszczają niewielkie odstępstwa.

Uznać należy zatem, iż maksymalne ciśnienie podczas metamorfizmu mogło wynosić ca.

8,77kbar lub było nawet wyższe. Natomiast drugi uzyskany dla tej skały wynik,

6,6kbar,należy uznać za zaniżony.

W pozostałych próbkach pobranych w NE części terenu oraz w SE części terenu

zespół paragenetyczny minerałów wskaźnikowych stanowi jedynie granat i biotyt. Nie

oznacza to jednak, iż skały te były metamorfizowane w zdecydowanie niższych warunkach, a

raczej świadczy o tym, że skład chemiczny protolitów tych skał uniemożliwił wzrost tzw. Al

saturating phases. Biorąc pod uwagę wyniki oznaczeń geotermometrycznych stwierdzić

88

można, iż maksymalne temperatury metamorfizmu w skałach formacji Revdalen w rejonie

megaantyformy Ariebreen były zbliżone do oznaczonych w próbkach 124 i 218, zaś w SW

części terenu spadają do 575ºC. Ścieżki PT dla wyżej wymienionych odmian

paragenetycznych metapelitów formacji Revdalen przedstawiono na Fig.11.

Fig. 11. Ściezki PT kolejnych odmian paragenetycznych metapelitów formcji Revdalen umieszczone na diagramie KFMASH (na podstawie Spear, Cheney 1989). Skróty oznaczają kolejno: Als- Al2SiO5, Alm-

almandyn, And-andaluzyt, Bt-biotyt, Chl-chloryt, Chld- chlorytoid, Crd-kordieryt, Grt-granat, Ky-dysten, Prl-pirofyllit, Sil-silimanit, St-staurolit.

89

5.5. WIEK METAMORFIZMU M1

5.5.1. Wyniki datowania monacytów metodą U-Th-total Pb

Do wstępnych badań wybrano 7 próbek skał formacji Skoddefjellet i Revdalen (próbki

103, 104, 124, 126, 206, 214, 218) w taki sposób, aby reprezentowały skały zawierające różne

zespoły paragenetyczne minerałów oraz aby pochodziły z różnych miejsc zarówno

geograficznie jak i w profilu. W wyniku wstępnych analiz SEM/BSE z EDS obecność

monacytów wykryto jedynie w próbkach 124, 126, 206, 214 i 218. W pozostałych dwóch

próbkach (103, 104) stwierdzono natomiast obecność metamorficznego allanitu. Do

datowania przy użyciu EPMA metodą U-Th-total Pb in situ wybrano ziarna monacytów

kierując się głównie ich rozmiarem oraz pozycja mikroteksturalną. Preferencyjnie traktowano

relatywnie duże ziarna (>20µm) występujące zarówno w matrix (Fot.19.) jak i w formie

wrostków w porfiroblastach granatu (Fot.20.) i staurolitu (Fot.21.). Część z monacytów

wykazywała w obrazie BSE zonalność typu patchy (charakterystyczny typ zonalnośći dla

monacytów metamorficznych; Fot.22.), aczkolwiek większość była jej pozbawiona.

Monacyty w badanych próbkach występują w formie subhedralnej (Fot.23.) lub anhedralnej

(Fot.27.) i nierzadko obwiedzione są wtórnymi koronami reakcyjnymi zbudowanymi z

apatytu, allanitu i REE-epidotu (Fot.25.).

Wykonano 72 punktowe analizy składu chemicznego monacytów, z czego odrzucono

6 analiz ze względu na błędną sumę całkowitą analizy. Monacyty charakteryzują się

zawartościami ThO2 w zakresie 0,591-8,593%wag., U2O3 w zakresie 0,097-2,997%wag., PbO

w zakresie 0,09-0,282%wag. oraz Y2O3 w zakresie 0,139-3,064%wag. Z kolei

charakterystyka diagramów normalizacyjnych zawartości REE w monacycie do zawartości

REE w chondrycie w skazuje, iż wszystkie badane ziarna monacytu mogą należeć do tej

samej populacji (Fig.11.). Częściowe wyniki punktowych analiz składu chemicznego oraz

wyniki geochronologiczne zawarte są w Tab.4. Do obliczeń wieku monacytów metodą U-Th-

total Pb w kalibracji Montel et al. (1996) użyto programu DAMON (Konečný et al. 2004)

będącego nakładką macro na program Microsoft Excel.

90

Tab. 4. Częściowe wyniki analiz składu chemicznego monacytów oraz wyniki geochronologiczne. Th*-

sumaryczna zawartość Th i U przeliczonego na Th.

Próbka Th (%wag.)

Y (%wag.)

U (%wag.)

Pb (%wag.) Th1sigma U1sigma Pb1sigma Th*

Wiek (Ma) Błąd

124-1-1 3,3657 0,2703 0,4174 0,1273 0,0200 0,0084 0,0051 4,75 597 27,8

124-2-1 2,6987 0,6093 0,4284 0,1338 0,0184 0,0085 0,0051 4,14 719 32,6

126-1-1 2,7856 1,5592 0,3561 0,1116 0,0187 0,0084 0,0051 3,97 626 33,6

126-2-1 2,4404 1,3452 0,2294 0,0867 0,0178 0,0081 0,0050 3,20 603 40,7

126-2-2 2,9307 1,1889 0,2952 0,1145 0,0191 0,0083 0,0051 3,91 650 34,0

126-4-1 4,3515 1,6393 0,4117 0,1693 0,0224 0,0086 0,0053 5,73 657 24,4

126-4-3 4,0760 1,1512 0,4408 0,1615 0,0218 0,0087 0,0052 5,55 648 24,8

126-5-1 2,4789 1,2240 0,3849 0,1093 0,0179 0,0084 0,0050 3,76 646 35,0

126-6-2 3,3734 2,0627 0,4586 0,1373 0,0202 0,0087 0,0052 4,90 624 27,8

126-6-3 4,4737 1,7654 0,6576 0,1848 0,0226 0,0091 0,0053 6,66 618 21,1

126-6-4 2,8883 2,1311 0,4500 0,1224 0,0189 0,0085 0,0051 4,39 621 30,5

126-7-1 3,2693 2,1526 0,4108 0,1286 0,0199 0,0086 0,0052 4,64 618 29,2

126-8-1 2,1910 2,1025 0,4146 0,1020 0,0170 0,0085 0,0051 3,57 636 37,1

126-9-1 3,0994 1,4600 0,3001 0,1229 0,0195 0,0083 0,0051 4,10 666 32,9

126-9-2 4,8450 1,8172 0,5082 0,1826 0,0235 0,0088 0,0053 6,54 622 21,4

126-9-3 5,2747 2,1828 0,8092 0,2202 0,0245 0,0094 0,0054 7,97 616 18,0

126-9-4 2,3373 1,0816 0,1020 0,0700 0,0174 0,0078 0,0049 2,68 582 47,8

126-10-2 2,5991 1,5853 0,1533 0,0930 0,0182 0,0079 0,0050 3,11 664 42,3

126-10-3 2,0679 1,1553 0,1086 0,0703 0,0167 0,0079 0,0049 2,43 643 53,3

206-1-1 3,1461 0,0425 0,5484 0,1464 0,0195 0,0087 0,0051 4,98 655 27,1

206-2-1 4,0055 0,0380 0,8571 0,1756 0,0215 0,0094 0,0052 6,85 572 20,0

206-2-2 2,2200 0,0453 0,6184 0,1311 0,0171 0,0088 0,0051 4,29 681 31,2

206-3-1 2,4457 0,5451 0,2341 0,0954 0,0178 0,0081 0,0050 3,23 657 40,9

206-4-1 3,5805 0,4941 0,2281 0,1316 0,0206 0,0081 0,0051 4,34 673 31,1

206-4-2 7,5519 0,2075 0,2721 0,2525 0,0287 0,0084 0,0055 8,46 662 17,2

214-1-1 1,2203 1,7418 0,3896 0,0682 0,0141 0,0084 0,0049 2,51 606 50,5

214-1-2 0,8417 1,6927 0,2915 0,0509 0,0128 0,0082 0,0049 1,81 627 68,9

214-1-3 1,1942 1,8964 0,3938 0,0653 0,0141 0,0085 0,0050 2,50 583 51,2

214-1-4 1,0285 1,8774 0,3593 0,0671 0,0135 0,0084 0,0049 2,23 671 57,4

214-1-5 1,1485 1,9504 0,4154 0,0652 0,0139 0,0085 0,0050 2,53 577 50,6

214-1-6 1,2172 2,1375 0,4417 0,0783 0,0142 0,0086 0,0050 2,69 649 48,3

214-1-7 2,0641 1,9037 0,4971 0,1072 0,0167 0,0087 0,0051 3,72 642 35,7

214-2-1 1,7116 1,9537 0,3287 0,0870 0,0158 0,0083 0,0050 2,81 689 46,6

214-2-2 3,1280 1,9148 0,5732 0,1528 0,0196 0,0089 0,0052 5,04 674 27,4

214-2-3 1,7687 2,4126 0,3911 0,0831 0,0159 0,0085 0,0051 3,07 604 42,5

214-2-4 3,1340 1,8473 0,4810 0,1349 0,0195 0,0086 0,0051 4,74 634 28,4

214-2-5 2,6267 1,7624 0,4194 0,1199 0,0184 0,0086 0,0051 4,03 663 33,5

214-1-8 1,6832 1,6634 0,4838 0,0954 0,0157 0,0086 0,0050 3,30 645 39,7

214-3-2 3,3437 2,0862 0,5822 0,1560 0,0202 0,0090 0,0053 5,29 657 26,3

214-4-1 3,3032 1,9949 0,5141 0,1452 0,0200 0,0088 0,0052 5,02 644 27,3

214-4-2 2,8471 1,9271 0,5656 0,1366 0,0189 0,0088 0,0052 4,73 643 28,6

214-5-3 3,4542 1,8009 0,4841 0,1499 0,0204 0,0088 0,0052 5,07 658 27,2

218-1 Grt 3,0536 0,3554 0,5931 0,1392 0,0192 0,0089 0,0051 5,03 617 26,7

91

218-2 Grt 2,3752 0,1195 0,2588 0,0999 0,0176 0,0082 0,0050 3,24 685 40,8

218-3-2 Grt 1,8058 0,5005 0,0898 0,0582 0,0160 0,0078 0,0049 2,10 615 60,7

218-3-1 Grt 1,6890 0,6073 0,0865 0,0587 0,0155 0,0077 0,0049 1,98 660 64,9

218-4-2 Grt 2,0989 0,6625 0,1123 0,0770 0,0168 0,0078 0,0049 2,47 690 52,7

218-4-1 Grt 1,5381 0,5826 0,0768 0,0521 0,0151 0,0077 0,0048 1,79 645 70,3

218-5-1 2,9499 0,1097 0,1565 0,1076 0,0190 0,0079 0,0050 3,47 688 38,2

218-5-2 2,9475 0,1522 0,2244 0,1076 0,0190 0,0081 0,0050 3,70 647 35,7

218-6-1 2,8683 0,1199 0,7515 0,1533 0,0188 0,0092 0,0051 5,37 636 25,1

218-6-2 2,9278 1,3415 0,6400 0,1466 0,0190 0,0090 0,0052 5,06 645 27,0

218-7-1 3,2164 0,8431 0,5913 0,1645 0,0197 0,0088 0,0052 5,20 704 26,5

218-7-2 2,9717 0,9554 0,6878 0,1556 0,0191 0,0091 0,0052 5,27 658 25,9

218-7-3 3,2220 0,8317 0,6085 0,1515 0,0197 0,0089 0,0052 5,25 643 25,9

218-7-4 3,1162 1,2576 0,6241 0,1453 0,0195 0,0090 0,0052 5,19 623 26,0

218-7-5 3,1223 1,2390 0,6486 0,1543 0,0196 0,0090 0,0052 5,28 650 25,9

218-9-1 2,9748 0,8625 0,6054 0,1525 0,0191 0,0088 0,0052 5,00 679 27,2

218-9-2 2,9218 0,7731 0,5857 0,1301 0,0189 0,0089 0,0051 4,87 596 27,3

218-10-1 3,1212 0,7282 0,6411 0,1625 0,0194 0,0089 0,0051 5,26 687 25,8

218A-11-3 3,0962 0,4014 0,6647 0,1601 0,0195 0,0090 0,0051 5,32 670 25,5

W wyniku datowania metodą U-Th-total Pb uzyskano 61 pojedynczych wyników

(Tab.4.) obejmujących zakres pomiędzy 580-710Ma (Fig.12.) ze średnim błędem dla

pojedynczej analizy ca. ±36Ma. Rozkład wyników analitycznych na izochronie (Fig.13.)

wskazuje, iż wszystkie datowane monacyty należą do tej samej populacji. Policzony średni

wiek dla wszystkich pojedynczych wyników wynosi 643±9Ma. Podkreślić należy, iż

pojedyncze wyniki z poszczególnych zon monacytów, monacytów niezonalnych, obecnych w

formie wrostków, a także dotkniętych wtórnymi zmianami powodującymi wzrost koron

reakcyjnych (Majka, Budzyń 2006) wskazały ten sam wiek w granicach błędu.

92

Fig. 11. Diagram zawartości REE w monacytach normalizowanych do chondrytu.

0123456789

10111213

550

560

570

580

590

600

610

620

630

640

650

660

670

680

690

700

710

720

Wiek (Ma)

Czę

stoś

ć

Fig. 12. Histogram obrazujący zakres pojedynczych wyników datowania monacytów

metodą U-Th-total Pb.

93

y = 0,0288x + 0,0005

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0 2 4 6 8

Th*

Pb

10

wiek 643±9 MaMSWD 0,73równanie izochrony 500 Ma

Fig. 13. Izochrona uzyskana dla populacji wieków monacytów datowanych metaodą U-Th-total Pb.

Uznano zatem, że wszystkie monacyty pochodzące ze skał grupy Isbjørnhamna

zinterpretować można jako metamorficzne. Zastanawiającym jest jednak fakt, iż nie notuje się

obecności monacytów detrytycznych, co oznacza, iż jeśli takowe były obecne w protolicie

skały, musiały zaniknąć podczas metamorfizmu, bądź też uległy całkowitej rekrystalizacji.

Ferry (2000) wyraża pogląd, że w szczególnych uwarunkowaniach zależnych od składu

chemicznego skał i tempa ogrzewania górotworu, monacyt może zanikać podczas

metamorfizmu, zaś nadmiar pierwiastków ziem rzadkich lokowany jest w nowo powstającym

allanicie, stabilnym powyżej izogrady Bt-in, lecz prawdopodobnie poniżej izogrady St-in. Nie

powinien zatem dziwić brak obecności monacytu w próbkach 103 i 104, gdzie warunki

metamorfizmu osiągnęły pułap właśnie pomiędzy wspomnianymi izogradami. Jednakże już w

próbkach zmetamorfizowanych w nieco wyższych warunkach obecny jest monacyt, zaś

allanit, jeśli jest obecny, to jedynie jako wtórny po monacycie minerał formujący reakcyjne

korony. Zanik allanitu i formowanie nowego monacytu związane jest z progresywnym

metamorfizmem w warunkach facji amfibolitowej (Ferry 2000; Catlos et al. 2002; Wing et al.

2003; Ayers et al. 2004; Giere, Sorensen 2004; Majka et al. 2006; Janots et al. 2007;

Tomkins, Pattison 2007). Powstawanie apatytowo-allanitowo-epidotowych koron

94

reakcyjnych może być związane zarówno z retrogresją, jak i kolejnym etapem metamorfizmu

(Broska, Siman 1998; Finger et al. 1998; Krenn, Finger 2006; Majka, Budzyń 2006).

5.5.2. Wyniki datowania cyrkonów metodą U-Pb

Na podstawie pozycji strukturalnej pegmatytów występujących pośród skał grupy

Isbjørnhamna uznano, że są one pochodzenia anatektycznego. Etap ich wytapiania związany

był z pikiem termicznym metamorfizmu, zaś intrudowanie i krystalizacja zachodziły we

wczesnym stadium postmetamorficznym. Uznano, iż datowanie cyrkonów z pegmatytów

metodą U-Pb rozwiąże definitywnie problem genezy tych skał, a zarazem pozwoli

potwierdzić wyniki datowania metamorfizmu skał otaczających, uzyskane metodą U-Th-total

Pb.

Wyseparowano 132 ziarna cyrkonu z próbki pegmatytu 213 występującego na

wschodnich zboczach Skoddefjellet. Rozmiary wyseparowanych ziaren cyrkonu nie

przekraczały 80 µm długości oraz 20 µm szerokości. W wyniku kruszenia próbki większość

ziaren uległa defragmentacji, przez co jedynie sporadycznie obserwowano słupki cyrkonu

zakończone piramidą (Fot.26.). Również z tego powodu nie dokonano analizy typologicznej.

W obrazach BSE oraz CL wybrane do datowania cyrkony nie wykazywały zonalności, co

wskazywało na jednoetapowy wzrost ich kryształów.

Wykonano 17 punktowych analiz składu chemicznego cyrkonów na 13 kryształach

przy użyciu SHRIMP-II (Tab.5.). Do obliczeń wieku cyrkonów użyto diagramu concordii w

projekcji Wetherill (1956) przy użyciu programu ISOPLOT (Ludwig 1999) będącego

nakładką macro na Microsoft Excel. Każda pojedyncza analiza obarczona jest błędem 1σ,

aczkolwiek elipsy błędu na diagramie concordii obrazują błąd 2σ (95% poziom ufności).

Przykładowe miejsca analiz przedstawiono na Fot.27.

W wyniku projekcji wyników na dyskordii uzyskano górne przecięcie z concordią

przy 613±63Ma oraz dolne przecięcie 3±170Ma (Fig.14.). Górne przecięcie odczytać można

jako faktyczny wiek cyrkonów. Zastanawiać może relatywnie duży błąd tych oznaczeń oraz

fakt, iż wyniki oznaczeń izotopowych budują dyskordię przechodzącą przez początek układu.

95

Spowodowane jest to prawdopodobnie częściową ucieczką Pb. Uznano jednak, iż wynik ten

jest wiarygodny i nie jest pozbawiony sensu geologicznego zwłaszcza, że uzupełnia się z

wynikami uzyskanymi metodą U-Th-total Pb dla monacytów oraz wynikami analiz Ar/Ar dla

hornblendy i muskowitu (Manecki et al. 1998). Duży błąd spowodowany jest

prawdopodobnie przez problemy analityczne wynikające z natury datowanych cyrkonów, a

zwłaszcza ich niewielkich rozmiarów oraz defektów wewnętrznych. Należy, bowiem

pamiętać, iż rozmiar plamki SHRIMP-II był porównywalny z szerokością badanych ziaren

cyrkonu.

900

700

500

300

100

0,00

0,04

0,08

0,12

0,16

0,0 0,4 0,8 1,2 1,6

207Pb/235U

206 Pb

/238 U

Przecięcia w 3 ± 170 & 613 ± 64 Ma

MSWD = 0,40

Fig. 14. Diagram concordii w projekcji Wetherill (1956) dla cyrkonów pochodzących z próbki 213 pegmatytów towarzyszących skałom grupy Isbjørnhamna.

96

Tab. 5. Wyniki analiz izotopowych (SHRIMP) cyrkonów z próbki 213. Pbc – całkowity; Pb* - ołów radiogeniczny; D – dyskordancja.

Punkt analityczny

204Pb206Pb

±, %

% 206Pbc

ppm U

ppmTh

232Th238U

ppm206Pb*

(1)Wiek206Pb 238U Ma ±

(1)Wiek207Pb 206Pb Ma ± %D

(1)238U

206Pb*±, %

(1)207Pb*206Pb*

±, %

(1)207Pb*235U

±, %

(1)206Pb*238U

±, %

korekcja błędu

Pegmatyt – próbka 213 .1.1 0,00715 2 13,37 3101 37 0,01 149,8 307 3 508 92 66 20,529 0,9 0,057 4,2 0,39 4,3 0,0487 0,9 0,212 .2.1 0,00698 8 13,05 2207 119 0,06 102,9 297 4 547 351 84 21,200 1,3 0,058 16,1 0,38 16,1 0,0472 1,3 0,078 .3.1 0,00162 16 3,03 2355 51 0,02 112,5 338 2 552 212 63 18,551 0,6 0,059 9,7 0,44 9,7 0,0539 0,6 0,061 .3.2 0,00047 18 0,88 1794 21 0,01 115,7 463 2 602 53 30 13,439 0,4 0,060 2,5 0,62 2,5 0,0744 0,4 0,142 .4.1 0,00387 18 7,24 1614 30 0,02 118,8 493 7 648 501 32 12,582 1,4 0,061 23,3 0,67 23,4 0,0795 1,4 0,062 .5.1 0,00088 7 1,64 1244 15 0,01 98,9 562 2 627 37 12 10,986 0,4 0,061 1,7 0,76 1,8 0,0910 0,4 0,208 .5.2 0,00265 4 4,95 1563 46 0,03 100,4 442 2 581 61 31 14,078 0,4 0,059 2,8 0,58 2,8 0,0710 0,4 0,136 .6.1 0,00946 2 17,70 4095 181 0,05 165,3 245 1 888 137 263 25,863 0,5 0,069 6,7 0,37 6,7 0,0387 0,5 0,069 .7.1 0,00154 4 2,87 1822 27 0,02 129,9 500 2 649 62 30 12,408 0,4 0,061 2,9 0,68 2,9 0,0806 0,4 0,127 .8.1 0,00067 12 1,25 2531 22 0,01 137,3 390 1 590 52 51 16,035 0,4 0,060 2,4 0,51 2,4 0,0624 0,4 0,155 .9.1 0,00435 6 8,13 1797 76 0,04 127,4 471 5 614 152 30 13,194 1,0 0,060 7,0 0,63 7,1 0,0758 1,0 0,143 .9.2 0,00274 6 5,12 1939 96 0,05 145,1 512 2 601 88 17 12,100 0,5 0,060 4,1 0,68 4,1 0,0826 0,5 0,114 .10.1 0,00366 3 6,84 1810 24 0,01 122,4 456 2 650 91 42 13,637 0,4 0,061 4,2 0,62 4,2 0,0733 0,4 0,101 .11.1 0,01069 4 20,00 4001 490 0,13 147,9 218 2 719 349 230 29,062 1,1 0,063 16,5 0,30 16,5 0,0344 1,1 0,069 .12.1 0,00512 15 9,58 1720 56 0,03 111,7 426 7 620 548 46 14,636 1,7 0,060 25,4 0,57 25,5 0,0683 1,7 0,066 .13.1 0,00971 6 18,17 1546 62 0,04 149,5 568 7 626 359 10 10,860 1,3 0,061 16,6 0,77 16,7 0,0921 1,3 0,079 .13.2 0,00984 4 18,40 2068 91 0,05 141,1 405 4 649 481 60 15,436 1,1 0,061 22,4 0,55 22,4 0,0648 1,1 0,047

97

6. CHARAKTERYSTYKA MŁODSZEGO ZDARZENIA

METAMORFICZNEGO M2 SKAŁ GRUPY ISBJØRNHAMNA

Skały grupy Isbjørnhamna przynależą tektonostrukturalnie do kaledońskiego piętra

strukturalnego (terran Południowo-zachodni), a zatem musiały w swej historii geologicznej

zostać dotknięte również zmianami związanymi z metamorfizmem tegoż wieku. Główną

kaledońską strukturą tektoniczną w opisywanym obszarze badań jest strefa Vimsodden-

Kosibapasset, zaś zmiany metamorficzne związane z jej formowaniem najbardziej rozwinięte

są w utworach bezpośrednio graniczących z samą strefą (skały formacji Elveflya). W

pozostałych jednostkach północnego bloku tektonicznego zmiany związane z kaledońską

aktywnością tektonotermalną są dominującymi względem ewentualnych przeobrażeń

związanych z wcześniejszym epizodem metamorficznym.

Inaczej rzecz się ma w południowym bloku tektonicznym. Wyraźnie intensywne

zmiany związane z epizodem kaledońskim obserwowane są głównie utworach przyległych do

strefy Vimsodden-Kosibapasset, a stopień ich intensywności maleje wraz z odległością od

wspomnianej strefy. O ile w skałach grupy Eimfjellet metamorfizm kaledoński skutkował

wytworzeniem mylonitów czy chlorytowych łupków diaftorycznych formujących wyraźne

pasma generalnie równoległe do strefy Vimsodden-Kosibapasset, to już w skałach grupy

Isbjørnhamna struktury i zmiany związane z epizodem kaledońskim są zdecydowanie

drugorzędne względem starszych, neoproterozoicznych. Wyjątkiem są wychodnie skał grupy

Isbjørnhamna w grani Eimfjellet, gdzie zmiany kaledońskie prowadziły do wytworzenia

łupków diaftorycznych kosztem utworów pierwotnych. Nie mniej jednak zjawisko to ma

charakter lokalny, a spowodowane może być faktem, iż właśnie te skały są najbliżej

geograficznie położonymi utworami grupy Isbjørnhamna względem strefy Vimsodden-

Kosibapasset. W pozostałych utworach grupy Isbjørnhamna metamorfizm kaledoński

makroskopowo manifestowany jest częściowym lub całkowitym zastąpieniem granatów przez

chloryt oraz formowaniem chlorytu w płaszczyznach foliacji, co sprawia, iż niektóre skały

charakteryzują się lekko zielonkawym odcieniem barwy.

98

6.1. WARUNKI METAMORFIZMU M2

W wyniku badań terenowych stwierdzono, iż lokalnie widoczne są, na powierzchniach

foliacji S1, dwie lineacje. Bardzo wyraźna lineacja L1 związana z epizodem

neoproterozicznym oraz słabo wyraźna lineacja L2. Uznano zatem, iż lineacja L2 może być

związana z deformacją związaną z metamorfizmem kaledońskim. Jednakże badania

mikroskopowe nie potwierdziły tej hipotezy, a w przekrojach równoległych do kierunku tejże

lineacji więźba skały nie jest naruszona. Dalsze badania mikroskopowe skał grupy

Isbjørnhamna wskazują na to, iż metamorfizm kaledoński skutkował głównie blastezą

chlorytu powstającego zasadniczo kosztem biotytu, granatu i staurolitu. Dodatkowo zmiany

wywołane przez metamorfizm kaledoński wyrażone są przez defragmentację blastów

muskowitu, krystalizującego w płaszczyznach foliacji, prowadzącą do serycytyzacji oraz w

próbkach 124 i 218 przez uformowanie serycytowych obwódek reakcyjnych na blastach

dystenu, a także poprzez serycytyzację plagioklazów i staurolitu. Ponadto uznać można, że

zmiany te zachodziły prawdopodobnie w warunkach statycznych, co potwierdzić mogą

nierzadkie, charakterystyczne, rozetowe struktury wzrostowe chlorytu, zarówno w obrębie

blastów granatów jak i w pustkach międzyziarnowych w matrix (Fot.28.). Złudnym natomiast

wydaje się być kierunkowe ułożenie blaszek chlorytów płaszczyznach foliacji. Owa

kierunkowość spowodowana jest bowiem zjawiskiem epitaksjalnego wzrostu chlorytu na

pierwotnie kierunkowo ułożonym biotycie. Podobnie zachowuje się chloryt powstający

kosztem biotytu wzrastającego w cieniu ciśnienia lub zastępującego granat.

Chloryty obecne w skałach grupy Isbjørnhamna charakteryzują się barwami

inetrferencyjnymi od subnormalnych, szaro-brunatnych do subnormalnych, szaro-

granatowych. W celu dokładnego sklasyfikowania chlorytów oraz oszacowania warunków

metamorfizmu M2 wykonano 8 punktowych analiz składu chemicznego reprezentatywnych

chlorytów. Wyniki analiz chemicznych chlorytów zamieszczono w Tab.9. i zobrazowano na

Fig.16.

Analizowane chloryty pochodziły z próbek 126, 208 i 214. Zawartość Si w chlorytach

waha się w zakresie 5,243-5,619apfu, Fe +2 w zakresie 5,19-5,85apfu, zaś Mg w zakresie

3,408-4,134apfu. Z kolei wartość ułamka molowego Fe/(Fe+Mg) zamyka się w granicach

99

0,55-0,63. Posługując się klasyfikacją Hey’a (1954) omawiane chloryty można nazwać

ripidolitami, z wyjątkiem jednego chlorytu z próbki 214, którego skład chemiczny opowiada

brunswingitowi.

Do obliczeń geotermometrycznych użyto termometru chlorytowego w kalibracji

Kranidiotis’a i McLean’a (1987). Wyniki obliczeń geotermometrycznych zawarto w Tab.6.

Uzyskane temperatury zamykają się w zakresie 298-343ºC. Nie zdecydowano się na

uśrednianie wyników z powodu zbyt małej ilości analiz dla danej próbki. Podkreślić należy,

że celem tych analiz było jedynie potwierdzenie, iż warunki metamorfizmu kaledońskiego

plasowały się w zakresie zony chlorytowej facji zieleńcowej (nie przekraczały zony

biotytowej).

Tab. 6. Skład chemiczny chlorytów oraz wyniki geotermometryczne dla próbek 126, 208 i 214.

Próbka 126 126 126 208 208 208 214 214SiO2 24,365 24,482 24,162 25,05 24,401 24,321 24,36 25,632TiO2 0,01 0,022 0,061 0,042 0,078 0,056 0,03 0,083Al2O3 21,368 21,175 21,235 21,049 21,362 20,848 21,101 18,928Cr2O3 0,012 0,059 0,011 0,103 0,024 0,049 0,11 0,048MgO 12,212 11,937 12,004 12,081 12,806 12,077 12,254 10,429CaO 0,036 0,021 0,056 0,004 0 0,033 0,01 0,029MnO 0,347 0,32 0,256 0,198 0,145 0,17 0,295 0,213FeO 29,374 28,666 28,63 28,764 27,901 29,288 30,268 31,907Na2O 0,161 0,027 0,295 0,034 0,029 0,018 0,014 0,02K2O 0,04 0,09 0,04 0 0 0,034 0,048 0,554H2O 11,121 11,021 10,999 11,117 11,076 10,996 11,144 10,942Suma 99,046 97,82 97,749 98,442 97,822 97,89 99,634 98,785

apfu Si 5,255 5,329 5,269 5,405 5,284 5,305 5,243 5,619Ti 0,002 0,004 0,01 0,007 0,013 0,009 0,005 0,014Al 5,432 5,432 5,458 5,353 5,452 5,36 5,353 4,891Cr 0,002 0,01 0,002 0,018 0,004 0,009 0,019 0,008Mg 3,927 3,873 3,902 3,886 4,134 3,927 3,932 3,408Ca 0,008 0,005 0,013 0,001 0 0,008 0,002 0,007Mn 0,063 0,059 0,047 0,036 0,027 0,031 0,054 0,04Fe 5,298 5,218 5,221 5,19 5,053 5,343 5,448 5,85Na 0,067 0,011 0,125 0,014 0,012 0,008 0,006 0,009K 0,011 0,025 0,011 0 0 0,009 0,013 0,155Suma 20,065 19,966 20,058 19,91 19,979 20,009 20,075 20,001XFe 0,574 0,574 0,573 0,573 0,55 0,576 0,58 0,632T (ºC) 340 322 337 307 325 328 343 298

100

Fig. 16. Skład chemiczny chlorytów z próbek 126, 208, 214 przedstawiony na diagramie klasyfikacyjnym

chlorytów wg Hey'a (1954) w wersji uproszczonej.

101

7. DYSKUSJA WYNIKÓW BADAŃ

W rozdziale tym historia geologiczna skał grupy Isbjørnhamna dyskutowana jest w osi

czasu, poczynając od sedymentacji i obszarów alimentacyjnych tych sedymentów, poprzez

wiek i warunki metamorfizmu M1 i M2, kończąc zaś na ewentualnych korelacjach

regionalnych. Mimo, iż autor skupił się głównie na rekonstrukcji przebiegu zdarzeń

metamorficznych, jakie dotknęły opisywany kompleks skalny, pokuszono się również o próbę

rekonstrukcji środowiska geotektonicznego w jakim formowały się protolity wspomnianych

skał. Podobnie, w przypadku zdarzeń metamorficznych, również rozważono możliwe reżimy

geotektoniczne w jakich mogłyby zachodzić opisane procesy metamorficzne.

7.1. WARUNKI SEDYMENTACJI I OBSZARY ALIMENTACYJNE

Skały grupy Isbjørnhamna stanowią aktualnie polimetamorficzny metaosadowy

kompleks reprezentujący pierwotną sukcesję sedymentacyjną: szarogłazy + pelity → margle

+ wapienie → pelity. Uznając, iż pomiędzy skałami grupy Isbjørnhamna, a grupy Eimfjellet

istnieje ciągłość sedymentacyjna, kolejnym elementem powyższej sukcesji są arenity z

domieszką kwaśnego materiału piroklastycznego (protolit formacji Skjerstranda), a wyżej

kompleks bimodalnych wulkanitów (Czerny 1999) składający się z toleitów WPB oraz tufów

i ryolitów typu A (protolity formacji Skålfjellet, Brateggdalen i Pyttholmen), zwieńczonych

arenitami kwarcowymi (protolit formacji Gulliksenfjellet). Biorąc pod uwagę zarówno

charakter wulkanizmu jak i obecność dojrzałych kwarcytów (formacja Gulliksenfjellet)

można przypuszczać, że protolity wszystkich skał bloku południowego powstawały w

środowisku epikontynentalnym w warunkach riftingu.

Do tak przyjętego modelu nie pasuje obecność w profilu szarogłazów, które uważane

są za osady wskaźnikowe dla środowisk sedymentacyjnych rozwijających się głównie w

strefach subdukcji, a nie zaś w środowiskach epikontynentalnych. Można by jednak założyć,

iż wspomniane szarogłazy stanowią w rzeczywistości nietypową odmianę arkozy zbudowanej

głównie z plagioklazu. Obszarem alimentacyjnym dla tego typu osadu mogłyby być masywy

zbudowane z trondhjemitów lub anortozytów, a sam osad mógłby być molasą

102

sedymentowaną w warunkach spokoju tektonicznego, u podnóża wspomnianych masywów.

Warto również podkreślić, iż skały typu trondhjemitów i anortozytów znane są głównie z

utworów prekambryjskich, a ich szczególnie liczne wystąpienia notowane są na obszarze

orogenów wokół arktycznych.

Na podstawie datowania cyrkonów wykonanych przez Balashov’a et al. (1995, 1996)

wiadomo, że czas sedymentacji utworów grupy Isbjørnhamna został ograniczony od dołu do

daty ca. 2300Ma (na podstawie górnego przecięcia dyskordii dla cyrkonów detrytycznych

separowanych z paragnejsów formacji Skoddefjellet). Od góry zaś czas sedymentacji

protolitów omawianych skał ograniczony jest wiekiem protolitów metamagmowych skał

grupy Eimfjellet, równy ca. 1200Ma.

7.2. METAMORFIZM M1

7.2.1. Wiek metamorfizmu M1

W wyniku oznaczeń wieku monacytów pochodzących z metapelitów grupy

Isbjørnhamna oraz cyrkonów pochodzących ze współwystępujących z nimi pegmatytów

bezsprzecznym jest, iż starsze zdarzenie metamorficzne M1 tych skał w warunkach facji

amfibolitowej jest wieku neoproterozoicznego. Oznaczenia te pozostają w zgodzie z

wcześniej dyskredytowanymi lub pomijanymi, pionierskimi datowaniami Gayer'a et al.

(1966) metodą K-Ar oraz wiekami studzenia uzyskanymi przez Maneckiego et al. (1998)

metodą Ar-Ar.

Wobec takich danych dyskusyjne wydają się być oznaczenia wieku metamorfizmu

skał grupy Isbjørnhamna metodą Rb-Sr (Gavrilenko et al. 1993) oraz oznaczenia wieku

metamorfizmu skał metamagmowych, przynależnych do grupy Eimfjellet, wykonane metodą

U-Pb na cyrkonach, a bazujące na dolnym przecięciu dyskordii (Balashov et al. 1995). W

pierwszym przypadku autorzy opierają się na niereprezentatywnej próbie wstępnie

przeselekcjonowanych wyników i publikują jedynie oznaczenia dla trzech próbek z pięciu

analizowanych. Dodatkowo metoda Rb-Sr sama w sobie nie nadaje się do datowania skał

polimetamorficznych. W drugim zaś przypadku autorzy wykonali oznaczenia wieku dla

103

całych ziaren cyrkonów nie badając wstępnie ich struktury wewnętrznej, a sam wiek

uzyskany z dolnego przecięcia dyskordii obarczony jest bardzo dużym błędem. Jakkolwiek

oznaczenia te wydają się dyskusyjne, a sami autorzy nie wykluczają, iż nawet błędne

(Tebenkov, informacja ustna), nie można z całą pewnością wykluczyć, że metamorfizm

wieku późno grenwilskiego miał miejsce. Jeśli więc badane skały były metamorfizowane

podczas orogenezy grenwilskiej, to metamorfizm ten musiał zachodzić w warunkach co

najwyżej facji zieleńcowej, albowiem nie obserwuje się żadnych reliktów mineralnych bądź

strukturalnych związanych z jakimkolwiek, starszym od neoproterozoicznego, zdarzeniem

metamorficznym.

Zastanawiającym jest fakt, iż pomiędzy wiekiem powstawania protolitu skał grupy

Isbjørnhamna, a wiekiem ich metamorfizmu M1 istnieje luka czasowa wynosząca ca. 600Ma.

Taki rozziew czasowy pomiędzy sedymentacją, a metamorfizmem oznacza, iż oba procesy

nie mogły zachodzić podczas tego samego cyklu geotektonicznego. W świetle takich faktów

uprawnionym wydaje się postawienie hipotezy, iż metamorfizm M1 niekoniecznie zachodził

w wyniku procesów związanych z formowaniem się orogenu stowarzyszonego ze

środwiskiem typu active margin. Możliwe jest bowiem, iż omawiane zdarzenie

metamorficzne zachodziło w wyniku imbrykacji skorupy ziemskiej, w środowisku

śródpłytowym (e.g. aktualne wypiętrzanie masywu gór Ałtaj).

7.2.2. Warunki metamorfizmu M1

Starsze zdarzenie metamorficzne zachodziło generalnie w warunkach facji

amfibolitowej serii facjalnej Barrow. Na podstawie zonalności mineralnej obserwowanej w

obrębie metapelitów formacji Revdalen oraz oznaczeń geotermobarometrycznych stwierdzić

można, iż w terenie, kierując się z W na E obserwuje się wzrost stopnia metamorfizmu.

Najwyższe warunki PT odnotowano w jądrze brachyantyformy Ariebreen. Posługując się

oznaczeniami geotermobarometrycznymi neoprtorezoicznego zdarzenia metamorficznego

oraz wynikami datowań prezentowanymi w tej pracy jak i przez Maneckiego et al. (1998)

zrekonstruowano historię metamorfizmu skał grupy Isbjørnhamnna i zobrazowano

schematycznie przy użyciu ścieżki P-T-t (Fig.17.).

104

Fig. 17. Ścieżka P-T-t metamorfizmu M1 dla skał grupy Isbjørnhamna.

W wyniku badań geotermobarometrycznych skał formacji Revdalen stwierdzono, iż

najsilniej zmetamorfizowane skały wystepują w NE części terenu, a warunki piku

metamorfizmu dla tych skał można określić na T = ca. 646ºC i P = ca. 11kbar. Obserwowany

jest także wyraźny spadek stopnia metamorfizmu skał omawianej formacji w keirunku SE i

W.

Pełniejszy obraz zmienności warunków metamorfizmu w obrębie skał grupy

Isbjørnhamna dają wyniki oznaczeń geotermometrycznych poczynione dla skał formacji

Skoddefjellet. Wyniki te ukazują nie tylko zmienność lateralną, ale również w profilu.

Najwyższe temperatury zostały oznaczone dla skał odsłaniających się w NE części terenu w

jądrze megaantyformy Ariebreen, zaś podobnie jak w przypadku skał formacji Revdalen,

105

zarówno w kierunku SE jak i W, obserwowany jest stopniowy spadek temperatur, przy czym

bardziej znaczny w kierunku na W.

Reasumując uznać można, iż warunki piku starszego zdarzenia metamorficznego skał

grupy Isbjørnhamna określić można na T = ca. 670ºC i P ≤ ca. 11kbar. Są to warunki bliskie

już strefie migmatytyzacji dla skał "wilgotnych", więc bogatych w minerały uwodnione, a

takimi właśnie są badane skały. Biorąc pod uwagę dodatkowo obecność, uznanych za

anatektyczne, żył pegmatytowych właśnie w rejonie megantyformy Ariebreen mniemać

można, iż poniżej aktualnego poziomu ścięcia erozyjnego można spodziewać się strefy

migmatytyzacji. Cały obraz zmienności intensywności przemian metamorficznych skłania ku

postawieniu hipotezy, iż megaantyforma Ariebreen może być w rzeczywistości strukturą typu

kopuły gnejsowej lub centralną częścią metamorphic core complex.

Na podstawie wyników geotermobarometrii oraz dataowania monacytów i Ar-Ar

(Manecki et al. 1998) stwierdzono, iż badane skały były studzone z prędkością ca. 5ºC/1Ma

(Fig.18.), a zatem nie były gwałtownie wynoszone po piku metamorfizmu.

Fig. 18. Krzywa studzenia po metamorfizmie M1dla skał grupy Isbjørnhamna.

7.3. METAMORFIZM M2

Metamorfizm kledoński, wbrew ogólnemu trendowi w tej części Svalbardu, odgrywał

w skałach grupy Isbjørnhamna rolę drugorzędną. Skutkował wytworzeniem lokalnie

występujących w pobliżu strefy Vimsodden-Kosibapasset łupków diaftorycznych. Poza

106

strefami przyległymi bezpośrednio do strefy Vimsodden-Kosibapasset nie są generalnie

widoczne makroskopowo i mikroskopowo szczególnie rozwinięte struktury deformacyjne

związane z tym etapem metamorfizmu. Wszelkie zmiany metamorficzne, skutkujące głównie

blastezą chlorytu i serycytu, w badanych skałach zachodziły w warunkach statycznych, bez

naruszenia więźby skały. Dzięki nielicznym acz reprezentatywnym oznaczeniom

geotermometrycznym przy użyciu geotermometru chlorytowego stwierdzono, iż

metamorfizm ten zachodził w temperaturach nieprzekraczających ca. 340ºC. Fakt ten

potwierdzają nie wprost oznaczenia wieku tego zdarzenia metamorficznego wykonane przez

Maneckiego et al. (1998) metodą Ar-Ar. Autorzy ci uzyskali dla muskowitów wieki

neoproterozoiczne, zaś dla biotytu już wiek kaledoński (485Ma). Temperatura zamknięcia

muskowitu wynosi ca. 350ºC, zaś biotytu ca. 300ºC. Wnioskować można zatem, że

temperatura podczas kaledońskiego zdarzenia metamorficznego nie była na tyle wysoka aby

resetować zegar muskowitowy, zaś wystarczająca aby resetować zegar biotytowy. Dodatkową

przesłanką o niskim stopniu omawianego etapu metamorfizmu jest fakt, iż datowane cyrkony

nie wskazały dolnego przecięcia dyskordii wskazującego wiek kaledoński.

7.4. KORELACJE REGIONALNE

Dotychczas wieki neoproteroziczne w obrębie archipelagu Svalbard, zarówno

magmowe jak i metamorficzne, znane są głównie z obszaru Biskayerhalvøya znajdującego się

w obrębie terranu Północno-zachodniego oraz z gnejsów Eskolabreen, sekwencji Atomfjella

w obrębie terranu Wschodniego. Odsłaniające w obrębie terranu Północno-zachodniego skały

jednostki Richarddalen ujawniły wieki magmatyzmu i metamorfizmu z zakresu 660-620Ma

(Peucat et al. 1989) oraz wieki studzenia z zakresu 540-500Ma (Dallmeyer et al.1990). Wiek

metamorfizmu wysokiego stopnia skał jednostki Richarddalen został jednakże

zreinterpretowany przez Gromet'a i Gee (1998) jako ordowicki i skorelowany z kaledońskim

etapem kolizyjnym. Autorzy ci, nie wykluczają jednak, iż seria eklogitowa Richarddalen

powstawała jednak w neoproterozoiku, zaś w epoce kaledońskiej skały te dotknięte były

metamorfizmem w warunkach średniego zakresu facji amfibolitowej. Przyjmując, iż

metamorfizm skał jednostki Richarddalen jest wieku neoproterozoicznego można uznać, iż

107

skały te, egzotyczne zarówno co do wieku jak i stopnia metamorfizmu w skali terranu

Północno-zachodniego, mogłyby stanowić element reperowy dla skał grupy Isbjørnhamna,

również egzotycznych, co do wieku i stopnia metamorfizmu w skali całego terranu

Południowo-zachodniego. Obie jednostki stanowią prawdopodobnie wspólny element

pomiędzy oboma terranami zachodniego wybrzeża Svalbardu. Dodatkowo zastanowić się

można czy wiek ca. 624Ma uzyskany dla gnejsów Eskolabreen (Balashov et al. 1993) również

nie odzwierciedla tego samego zdarzenia metamorficznego (pomimo, że autorzy unikają

dyskusji i interpretacji tego oznaczenia). W takim przypadku należałoby uznać, iż

wspomniane gnejsy mogą stanowić element łączący terrany wybrzeża zachodniego z

terranem Wschodnim.

Istnienie na Svalbardzie skał o neoproterozoicznym wieku metamorfizmu stoi w

sprzeczności z wieloma dotychczasowymi poglądami na historię geologiczną omawianego

regionu w tym okresie. Zarówno na samym Svalbardzie, jak i na wschodnich wybrzeżach

Grenlandii oraz w Skandynawii rozpoznane są ciągłe neoproterozoiczno-paleozoiczne

sekwencje osadowe po obu stronach ryftu rozcinającego neoproterozoiczny superkontynent

(e.g. Flood et al. 1969; Henriksen 1985). Przy czym znajdowana w tych osadach fauna na

Svalbardzie i Grenlandii wykazuje pokrewieństwo z fauną Laurencji, zaś fauna znajdowana w

Skandynawii charakterystyczna jest dla Baltici (e.g. Fortey, Barnes 1977). Równowiekowy z

powyższymi sekwencjami osadowymi metamorfizm i magmatyzm granitoidowy jest

praktycznie nieznany we wschodniej Grenlandii. Podobnie rzecz się ma w Skandynawii,

gdzie jednak Rhenström et al. (2002) rozpoznali egzotyczny kompleks metamorficzny wieku

637Ma. Na Svalbardzie zaś, podobne wieki ujawniają jedynie opisane powyżej egzotyczne

serie skalne. Wiadomym jest natomiast, iż neoproterozoiczne skały metamorficzne szeroko

rozpoznane są wśród pasów orogenicznych Gondwany, aczkolwiek w świetle faktów

geologicznych oraz istniejących rekonstrukcji paleogeograficznych (e.g. Torsvik et al. 2001;

Golonka et al. 2005; Gee 2005) postulowanie pokrewieństwa skał metamorficznych wieku

neoproterozoicznego na Svalbardzie z równowiekowymi skałami Gondwany nie jest

uprawnione. Bardziej realna wydaje się być próba korelacji omawianych skał z

neoproterozoicznym pasem metamorficznym Timanidów, obserwowanym aktualnie, głównie

na północnym Uralu. W takim przypadku zachodnie wybrzeża archipelagu Svalbard mogłyby

108

być przedłużeniem proponowanej przez Kuznetsova (2006) strefy kolizyjnej pomiędzy

paleokontynentami Arktydą i Balticą lub też przynależały do orogenu powstałego w wyniku

imbrykacji skorupy ziemskiej powodowanej wspomnianą kolizją, a sam Svalbard miałby

przynależeć do Arktydy. Za taką wersją, poza wiekiem omawianych skał, przemawia również

charakter samego metamorfizmu i towarzyszącego mu magmatyzmu. Wobec ciągle

niewielkiej ilości danych geochronologicznych oraz strukturalnych, a także wobec wciąż

kontrowersyjnych rekonstrukcji paleogeograficznych, autor tej pracy nie zdecydował się

przychylić do którejkolwiek z proponowanych hipotez.

109

8. WNIOSKI KOŃCOWE

Na podstawie poczynionych badań można wyciągnąć następujące wnioski dotyczące

następstwa zdarzeń geologicznych związanych z formowaniem protolitów oraz przebiegiem

historii metamorfizmu skał grupy Isbjørnhamna:

1) Charakter protolitów skał grupy Isbjørnhamna wskazuje, iż sedymentacja zachodziła

prawdopodobnie w warunkach epikontynentalnych.

2) Skały grupy Isbjørnhamna były metamorfizowane podczas dwóch zdarzeń

metamorficznych.

3) Warunki piku metamorfizmu starszego zdarzenia metamorficznego określić można na

górny zakres facji amfibolitowej (T = ca. 680ºC, P = ca. 11kbar).

4) Zmienność lateralna warunków metamorfizmu (zwłaszcza temperatury) oraz obecność

anatektycznych pegmatytów w terenie, wskazuje na istnienie struktury typu kopuły

gnejsowej lub metamorphic core complex.

5) Wiek starszego zdarzenia metamorficznego jest neoproterozoiczny i wynosi

maksymalnie ca. 643Ma.

6) Warunki młodszego, kaledońskiego epizodu metamorficznego osiągnęły jedynie

zakres zony chlorytowej facji zieleńcowej przy prawdopodobnie nieznacznym

ciśnieniu, a wiek tego zdarzenia datować można na ca. 485Ma.

7) Możliwe jest pokrewieństwo wiekowe zarówno z orogenami Pan-Afrykańskimi

Gondwany jak i z Timanidami. Nie można wykluczyć jednak, iż badane skały wraz z

pokrewnymi wiekowo innymi kompleksami na Svalbardzie stanowią ślad nieznanego

dotąd orogenu laurentyjskiego.

110

LITERATURA Armstrong H. A., Nakrem H. A., Ohta Y. 1986. Ordovician conodonts from the Bulltinden Formation , Motalafjella, central-western Spitsbergen. Polar Research, 4, 17-23. Ayers J. C., Loflin M., Miller C. F., Barton M. D., Coath C. 2004. Dating fluid infiltration using monazite. Water – Rock interaction, 247-251. Balashov Y. A., Larionov A. N., Gannibal L. F., Sirotkin A. N., Tebenkov A. M., Ryungenen G. I., Ohta Y. 1993. An Early Proterozoic U-Pb zircon age from an Eskolabreen Formation gneiss in southern Ny Friesland, Spitsbergen. Polar Research, 12, 147-152. Balashov Y. A., Tebenkov A. M., Ohta Y., Larionov A. N., Sirotkin A. N., Gannibal L. F., Ryundingen G. I. 1995. Grenvillian U-Pb zircon ages of quartz porphyry and rhyolite clasts in a metaconglomerate at Vimsodden, southwestern Spitsbergen. Polar Research, 14, 291-302. Balashov Y. A., Peucat J. J., Tebenkov A. M., Ohta Y., Larionov A. N., Sirotkin A. N. 1996a. Additional Rb-Sr and single grain zircon dating of the granitoid rocks from Albert I Land, NW Spitsbergen. Polar Research, 15, 167-181. Balashov Y. A., Peucat J. J., Tebenkov A. M., Ohta Y., Larionov A. N., Sirotkin A. N. 1996b. Rb-Sr whole rock and U-Pb zircon dating of the granitic-gabbroic rocks from the Skålfjellet Subgroup, southwest Spitsbergen. Polar Research, 15, 153-165. Barrow G. 1893. On an intrusion of muscovite-biotite gneiss on the southeastern Highlands of Scotland, and its accompanyingmetamorphism. Quarterly Journal of the Geological Society of London, 49, 330-356. Bazarnik J. 2003. Rekonstrukcja warunków metamorfizmu skał formacji Elveflya (Ziemia Wedel Jarlsberga, Spitsbergen zachodni) na podstawie geotermobarometrii. Praca magisterska. Archiwum ZMPiG, AGH, 1-71. Birkenmajer K. 1958. Preliminary report on the stratigraphy on the Hecla Hoek Succession in Wedel Jarlsberg Land, Vestspitsbergen. Bull. Acad. Pol. Sci. Ser. Sci. chim., geol., geogr., 6/2, 143-150. Birkenmajer K. 1959. Report on the geological investigations of the Hornsund area, Vestspitsberegen, in 1958. Bull. Acad. Pol. Sci. Ser. Sci. chim., geol., geogr., 7/2, 129-136. Birkenmajer K. 1960a. Relation of the Cambrian and Precambrian in Hornsund, Vestspitsberegen. 21st International Geological Congress, Norden Copenhagen, 8, 64-74. Birkenmajer K. 1960b. Geological sketch of the Hornsund area. 21st International Geological Congress, Norden Copenhagen, 8, 1-12.

111

Birkenmajer K. 1972. Alpine fold belt of Spitsbergen. 21st International Geological Congress, Norden Montreal, 3, 282-292. Birkenmajer K. 1975. Caledonides of Svalbard and plate tectonics. Bulletin Geological Society of Denmark, 24, 1-19. Birkenmajer K. 1981. The geology of Svalbard, the western part of the Barents Sea, and the continental margins of Scandinavia. The Ocean Margins and Basins, 5, 265-329. Birkenmajer K. 1986. Tertiary tectonic deformations of Lower Cretaceous dolerite dykes in a Precambrian terrane, south-west Spitsbergen. Studia Geologica Polonica, 89, 31-44. Birkenmajer K. 1991. The Jarlsbergian unconformity (Proterozoic/Cambrian boundary) and the problem of Varangian tillites in South Spitsbergen. Polish Polar Research, 12, 269-278. Birkenmajer K. 1992. Precambrian succession at Hornsund, south Spitsbergen: a lithostratigraphic guide. Studia Geologica Polonica, 98, 7-66. Birkenmajer K., Morawski T. 1960. Dolerite intrusions of Wedel Jarlsberg Land, Vestspitsbergen. Studia Geologica Polonica, 11, 179-184. Birkenmajer K., Narębski W. 1960. Precambrian amphibolite complex and granitization phenomena in Wedel Jarlsberg Land, Vestspitsbergen. Studia Geologica Polonica, 4, 37-82. Birkenmajer K., Wojciechowski J. 1964. On the age of ore-bearing veins of the Hornsund area, Vestspitsbergen. Bjørnerud M. 1990. An Upper Proterozoic unconformity in northern Wedel Jarlsberg Land, southwest Spitsbergen: litostratigraphy and tectonic implications. Polar Research, 8, 127-139. Black L. P., Kamo S. L. 2003. TEMORA 1: a new zircon standard for U-Pb geochronology. Chemical Geology, 200, 155-170. Blieck A., Goujet D., Janiver P. 1987. The vertebrate stratigraphy of the Lower Devonian (Red Bay Group and Wood Bay Formations) of Spitsbergen. Modern Geology, 11, 197-217. Braathen A., Bergh S. G., Maher H. D. 1995. Structural outline of a Tertiary basement-cored uplift/inversion structure in western Spitsbergen, Svalbard: Kinematics and controlling factors. Tectonics, 14, 95-119. Broska I., Siman P. 1998. The breakdown of monazite in the West-Carpathian Veporic orthogneisses and Tatric granites. Geologica Carpathica, 49, 161-167. Catlos E. J., Gilley L. D., Harrison T. M. 2002. Interpretation of monazite ages obtained via in situ analysis. Chemical Geology, 188, 193-215.

112

Cieślik J. 2005. Zastosowanie metod geotermobarmetrycznych dla określenia warunków metamorfizmu skał grup Deilegga i Sofiebogen w S części Ziemi Wedel Jarlsberga na Spitsbergenie. Praca magisterska. Archiwum ZMPiG, AGH, 1-78. Czerny J. 1999. Petrogenesis of metavolcanites of the southern part of Wedel Jarlsberg Land (Spitsbergen). Mineralogical Transactions, 86, 7-83. Czerny J., Kieres A., Manecki M., Rajchel J., (Manecki A., ed.) 1993. Geological map of the SW part of Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen 1:25000. Institute of Geology and Mineral Deposits, Cracow, 1-61. Černy P., Ercit T. S. 2005. Classification of granitic pegmatites revisited. Canadian Mineralogist, 43, 2005-2026. Dallmann W. K. 1990. Multiphase evolution (Devonian, Carboniferous, Tertiary) along a basement mobile zone, Sørkapp-Hornsund area, Svalbard. Abstract Norsk Geologisk Forenings Vintermøte, Oslo, Geonytt, 18, 19-20. Dallmann W. K. 1999. Lithostartigraphic lexicon of Svalbard. Upper Paleozoic to Quaternary bedrock. Review and recommendations for nomenclature. Norsk Polarinstitutt, 1-320. Dallmann W. K., Hjelle A., Ohta Y., Salvigsen O., Maher H., Bjørnerud M., Hauser E., Craddock C. 1990. Geological map of Svalbard (1:100000), shett B11G Van Keulenfjord, Temakart 15, Norsk Polarinstitutt. Dallmann W. K., Birkenmajer K., Hjelle A., Mørk A., Ohta Y., 1993. Geological map of Svalbard (1:100000), shett C13G Sørkapp, Temakart 17, Norsk Polarinstitutt. Dallmeyer R. D., Peucat J. J., Ohta Y. 1989. Ar/Ar and Rb/Sr dating of Caledonian high pressure metamorphic rocks at Motalafjella, central-west Spitsbergen. Geological Society of America Bulletin, 26, 34-46. Dallmeyer, R. D., Peucat J.J., Ohta Y. 1990. Tectonothermal evolution of contrasting metamorphic complexes in northwestern Spitsbergen (Biskayerhalvøya): Evidence from 40Ar/39Ar and Rb-Sr mineral ages. Geological Society of America Bulletin 102, 653-663 Deer W. A., Howie R. A., Zussmann J., 1965. Rock forming minerals. London. Derwisz K. 2004. Charakterystyka petrograficzna enklaw metagabr anortozytowych formacji Skålfjellet na Spitsbergenie. Praca magisterska. Archiwum ZMPiG, AGH, 1-105. Dziekan M. 2005. Mineralizacja kruszcowa związana z uskokami pokredowymi na obszarze S części Ziemi Wedel Jarlsberga (Spitsbergen). Praca magisterska. Archwium ZMPiG, AGH, 1-121.

113

Ferry J. M. 2000. Patterns of mineral occurrence in metamorphic rocks. American Mineralogist, 85, 1573-1588. Finger F., Broska I., Roberts M. P., Schermaier 1998. Replacement of primary monazite by apatite-allanite-epidote coronas in an amphibolite facies granite gneiss from the eastern Alps. American Mineralogist, 83, 248-258. Flood B., Gee D.G., Hjelle A., Siggerud T., Winsnes T.S. 1969. The geology of Nordaustlandet, northern and central parts. Norsk Polarinstitutt Skrifter, 146, 1-139. Fortey R. A., Barnes C. R. 1977. Early Ordovician conodont and trilobite communities of Spitsbergen: influence of biogeography. Alcheringa, 1, 297-309. Galos K. 1989. Mineralogia i petrografia granatonośnych łupków kalcytowo-mikowych formacji Ariekammen na tle skał grupy Isbjørnhamna (Ziemia Wedel Jarlsberga, zachodni Spitsbergen. Praca magisterska. Archiwum ZMPiG, AGH, 1-99. Gavrilenko B. W., Balashov Y. A., Tebenkov A. M., Larionov A. N. 1993. U-Pb early Proterozoic age of “relict” zircon from high potassium quartzose porphyries of Wedel Jarlsberg Land, SW Spitsbergen. Geochimija, 1, 154-158. Gayer R. A., Gee D. G., Harland W. B., Miller J. A., Spall R. H., Winsnes T. S. 1966. Radiometric age determinations on rocks from Spitsbergen. Norsk Polarinstitutt Skrifter, 137, 1-39. Gee D. G. 1972. Late Caledonian (Haakonian) movements in northern Spitsbergen. Norsk Polarinstitutt Årbok 1970, 92-101. Gee D. G. 1986. Svalbard's Caledonian terranes reviewed. Geologiska Föreningens Stockholm Förhandlingar, 108, 284-286. Gee D. G. 2005. Scandinavian Caledonides (with Greenland). Europe, Elsevier, 64-74. Gee D. G., Page L. M. 1994. Caledonian Terrane Assembly on Svalbard: New Evidence from Ar/Ar Dating in Ny Friesland. American Journalof Science, 294, 1166-1186. Gee D. G., Björklund L., Stølen L. K. 1994. Early Proterozoic basement in Ny Friesland – implications for the Caledonian tectonics of Svalabrd.Tectonophysics, 231, 171-182. Gee D. G., Johansson A., Oht Y., Tebenkov A.M., Krasilschikov A. A., Balashov Y. A., Larionov A. N., Gannibal L. A., Ryungenen G. I. 1995. Grenvillian basement and a major unconformity within the Caledonides of Nordaustlndet, Svalbard. Precambrian Research, 70, 215-234.

114

Gee D. G., Hellman F. 1996. Zircon Pb-evaporation ages from the Smutsbreen Formation, southern Ny Friesland: new evidence for Caledonian thrusting in Svalbard's Eastern Terrane. Zeitschrift für Geologische Wissenschaften, 24, 42-439. Gee D. G., Tebenkov A. M. 2004. Svalbard: a fragment of the Laurentian margin. Geological Society, London, Memoirs, 30, 191-206. Giere R., Sorensen S. S. 2004. Allanite and other REE-rich epidote-group minerals. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 56, 431-493. Gjelsvik T. 1963. Remarks on the structure and composition of the Sverrefjellet volcano, Bockfjorden, Vestspitsbergen. Norsk Polarinstitutt Årbok 1962, 50-54. Gjelsvik T. 1979. The Hecla Hoek ridge of the Devonian Graben between Liefdefjorden and Holtedahlfonna, Spitsbergen. Norsk Polarinstitutt Skrifter, 167, 63-71. Gjelsvik T., Ilyes R. R. 1991. Distribution of Late Silurian (?) and Early Devonian grey-green sandstones in the Liefdefjorden-Bockfjorden area, Spitsbergen. Polar Research, 9, 77-87. Golonka J., Gahagan L., Krobicki M., Marko F., Oszczypko N., Ślączka A. Plate tectonic Evolution and Paleogeography of the Circum Carpathian Region. Geology and hydrocarbon resources, AAPG Memoir, 84, 11-46. Grochowski P. 2003. Rekonstrukcja warunków metamorfizmu skał grupy Eimfjellet (Ziemia Wedel Jarlsberga, Spitsbergen) na podstawie geotermobarometrii. Praca magisterska. Archiwum ZMPiG, AGH, 1-68. Gromet P., Gee D. G. 1998. An Evaluation of the Age of High-grade Metamorphism in the Caledonides of Biskayerhalvøya, NW Svalbard. Geologiska Föreningens Stockholm Förhandlingar, 120, 199-208. Guidotti Ch. V. 1984. Micas in metamorphic rocks. Reviews in Mineralogy, 13, 357-468. Harland W. B. 1967. Contribution of Spitsbergen to understanding of tectonic evolution of North Atlantic region. Memoirs of the American Association of Petroleum Geologists, 12, 817-851. Harland W. B. 1985. Caledonide Svalbard. The Caledonide Orogen-Scandinavia and related areas, Wiley, 999-1016. Harland W. B. 1997. The geology of Svalabard. Geological Society of London Memoirs, 17, 1-521.

115

Harland W. B., Cutbil J. L., Friend P. F., Gobbett D. J., Holliday D. W., Maton P. I., Parker J. R., Wallis R. H. 1974. The Billefjorden Fault Zone, Spitsbergen: the long history of a major tectonic lineament. Norsk Polarisntitutt Skrifter, 161, 1-72. Harland W. B., Wright N. J. R. 1979. Alternative hypothesis for the pre-Carboniferous evolution of Svalbard. Norsk Polarisntitutt Skrifter, 167, 89-117. Harland W. B., Scott R. A., Auckland K. A., Snape I. 1992. The Ny Friesland Orogen, Spitsbergen. Geological Magazine, 129, 679-708. Hauser E. C. 1982. Tectonic evolution of a segment of the west Spitsbergen foldbelt in the Wedel Jarlsberg Land. PhD thesis. University of Wisconsin. Hellman F. J. 2000. Precambrian and Caledonian history of Svalbard’s West Ny Friesland Terrane. PhD thesis. Lund University. Hellman F. J., Gee D. G., Johansson Å., Witt-Nilsson P. 1997. Single zircon Pb-evaporation geochronology constrains basement-cover relationships in the Lower Hecla Hoek of northern Ny Friesland, Svalbard. Chemical Geology, 137, 117-134. Hellman F. J., Witt-Nilson P. 1999. Single zircon geochronology of metasediments and a metadolerite in the tectonostratigraphy of the Ny Friesland, Svalbard. EUG 10, Strasbourg, France, Abstract vol., 595. Henriksen N. 1985. The Caledonides of central East Greenland 70°-76° N. In The Caledonide orogen – Scandinavia and related areas (eds. D.G. Gee and B.A. Sturt), 1095-1114, Willey, Chichester. Henry D. J., Guidotti Ch. V., Thomson J. A. 2005. The Ti-saturation surface for low-to-medium pressure metapelitic biotites: Implications for geothermometry and Ti-substitution mechanisms. American Mineralogist, 90, 316-328. Hey M. H. 1954. New review of chlorites. Mineralogical Magazine, 30, 277-292. Hjelle A., Ohta Y., Winsnes T. 1979. Hecl Hoek rocks of Oscar II Land and Prins Karls Forland, Svalbard. Norsk Polarisntitutt Skrifter, 167, 1-145. Hoel A. 1918. Rapport preliminaire de l’expedition norvegienne de 1918 au Spitsberg. La Geographie, 37, 231-235. Hoel A. 1929. The Norwegian Svalbard Expeditions 1906-1926. Skrifter om Svalbard og Ishavet, 1, 1-104. Holdaway M. J. 2000. Application of new experimental and garnet Margules data to the garnet-biotite geothermometer. American Mineralogist, 85, 881-892.

116

Holdaway M. J. 2001. Recalibration of the GASP geobarometer in light of recent garnet and plagioclase activity models and versions of the garnet-biotite geothermometer. American Mineralogist, 86, 1117-1129. Holdaway M. J., Mukhopadhyay B., Dyar M. D., Guidotti C. V., Dutrow B. L. 1997. Garnet-biotite geothermometry revised: New Margules parameters and a natural specimen data set from Maine. American Mineralogist, 82, 582-595. Horsfield W. T. 1972. Glaucophane schists of Caledonian age from Spitsbergen. Geological Magazine, 109, 29-36. Ilyes R. R., Ohta Y., Guddingsmo J. 1995. The Downtonian and Devonian vertebrates of Spitsbergen. XV*. New Heterostracans from the Lower Devonian Red Bay Group, northern Spitsbergen. Polar Research, 14, 33-42. Janots E., Brunet F., Goffe B., Poinssot C., Burchard M., Cemič C. 2007. Thermochemistry of monazite-(La) and dissakisite-(La): implications for monazite and allanite stability in metapelites. Contributions to Mineralogy and Petrology, in press. Johannson Å, Gee D. G., Björklund L., Witt-Nilson P. 1995. Isotope studies of granitoids from the Bangenhuk Formation, Ny Friesland Caledonides, Svalbard. Geological Magazine, 132, 303-320. Johansson Å., Gee D. G. 1999. The late Paleoproterozoic Eskolabreen granitoids of southern Ny Friesland, Svalbard Caledonides – geochemistry, age and origin. Geologiska Foreningens Stockholm Forhandlingar, 121, 1-5. Johannson Å., Larionov A. N., Tebenkov A. M., Gee D. G., Whitehouse M. J., Vestin J. 2000. Grenvillian magmatism of western and central Nordaustlandet, norteastern Svalbard. Transactions of the Royal Society of Edingurgh: Earth Sciences, 90, 221-254. Johannson Å., Larionov A. N., Gee D. G., Ohta Y., Tebenkov A. M., Sandelin S. 2004. Grenvillian and Caledonian tectono-magmatic activity in northeasternmost Svalbard. The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Geological Society of London Memoirs, 30, 207-232. Kiær, Heintz 1935. The Downtonian and Devonian vertebrates of Spitsbergen. Skrifter Svalbard Ishavet, 40, 1-138. Kohn, M. J. and Spear, F. S. (2000) Retrograde Net Transfer Reaction Insurance for P-T Estimates. Geology, 28, 1127-1130. Konečný P., Siman P., Holicky I., Janak M., Kollarova V. 2004. Metodika datovania monazitu pomocou elektronoveho mikroanalyzatora. Mineralia Slovaca, 36, 225-235.

117

Krandiotis P., McLean W. H. 1987. Systematics of chlorite alteration at the Phelps Dodge massive sulfide deposit, Matagami, Quebec. Economical Geology, 82, 1898-1911. Krasilscikov A. A. 1973. Stratigraphy and paleotectonics of the Precambrian – Early Paleozoic of Spitsbergen. Trudy Arcticheskogo Nauchno-Issledovatel’skogo Instituta, 172, 1-120. Krasilscikov A. A. 1979. Starigraphy and tectonics of the Precambrian of Svalbard. Norsk Polarinstitutt Skrifter, 167, 81-88. Krenn E., Finger F. 2006. Thermobarometry and electron microprobe dating of monazites of the Winnebach migmatite (Ötztal-Stubai-Kristallin, Austria): clues to the P-T-t history of a complex pre-Variscan metamorphic basement unit of the Eastern Alps. Geophysical Research Abstracts, 8, SRef-ID: 1607-7962/gra/EGU06-A-05563. Kuznetsov N. B. 2006. The Cambrian Baltica-Arctida collision, pre-Uralide-Timanide Orogen, and its Erosion Products in the Arctic. Geology, 411, 788-793 Larionov A. N., Johansson Å., Tebenkov A. M., Sirotkin A. N. 1995. U-Pb zircon ages from the Eskolabreen Formation southern Ny Friesland, Svalbard. Norsk Geologisk Tidsskrift, 75, 247-257. Larionov A.N., Gee D. G., Tebenkov A. M., Witt-Nilson P. 1998. Detrital zircon ages from the Planetfjella Group of the Mosslehlvøya Nappe, NE Spitsbergen, Svlbard. ICAM III, Celle, Germany, Abstracts, 109-110. Ludwig, K.R. 1999. User ’s manual for Isoplot/Ex, Version 2.10, A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication No.1a, Berkeley, USA. Maher Jr. H. D. 1989. A storm-related origin for the Jurassic Brentskardhaugen Bed of Spitsbergen, Norway. Polar Research, 7, 67-77. Maher Jr. H. D., Bergh S., Braathen A. Ohta Y. 1997. Svartfjella, Eidembukta, and Daudmannsodden lineament: Tertiary orogen-parallel motion in the crystalline hinterland of Spitsbergen’s fold-thrust belt. Tectonics, 16, 88-106. Majka J. 2003. Warunki metamorfizmu skał grupy Isbjørnhamna (Ziemia Wedel Jarlsberga, Spitsbergen) w świetle badań geotermobarometrycznych. Praca magisterska. Archiwum ZMPiG, AGH, 4-85. Majka J. 2006. Monazite dating results from the S part of Wedel Jarlsberg Land, Svalbard. Mineralogia Polonica – Special Papers, 28, 139-141.

118

Majka J., Czerny J., Manecki M. 2004. Petrographical characteristics of the Isbjørnhamna Group rocks (Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen). Mineralogical Society of Poland – Special Papers, 24, 279-282. Majka J., Czerny J., Borkiewicz O., Manecki M. 2005. Pegmatites from the S part of Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen. Mineralogical Society of Poland – Special Papers, 24, 279-282. Majka J., Budzyń B. 2006. Monazite breakdown in metapelites from Wedel Jarlsberg Land, Svalbard – preliminary report. Mineralogia Polonica, 37, 61-69. Majka J., Budzyń B., Czerny J., Manecki M. 2006. REE accessory minerals as regional metamorphic processes indicators: an example from Wedel Jarlsberg Land, Svalbrd. Geolines, 20, 88-89 Majka J., Czerny J., Manecki M., Mazur S. 2007. New evidence for a late Neoproterozoic (ca. 650 Ma) metamorphic event in the Caledonian basement of Wedel Jarlsberg Land, West Spitsbergen. Geophysical Research Abstracts, 9, SRef-ID: 1607-7962/gra/EGU2007-A-00923. Manby G. M. 1990. The petrology of the Harkerbreen Group, Ny Friesland, Svalbard: protoliths and tectonic significance. Geological Magazine, 127, 129-146. Manecki M. 1989. Prehnite occurrences in dolerite dikes of SW Spitsbergen (Wedel Jarlsberg Land). Mineralogia Polonica, 18, 79-90. Manecki M., Holm D.K., Czerny J., Lux D. 1998. Thermochronological evidence for late Proterozoic (Vendian) cooling in southwest Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen. Geological Magazine, 135, 63-69. Manecki M., Majka J., Czerny J., Wypych A. 2006a. First monazite dates from the Elveflya Formation, Spitsbergen. Preliminary results. Mineralogia Polonica – Special Papers, 29, 164-167. Manecki A., Czerny J., Manecki M., Majka J., Bazarnik J., Grochowski P., Derwisz K., Dziekan M., Cieślik J., Szwakopf A. 2006b. Warunki i wiek metamorfizmu skał podłoża krystalicznego południowej części Ziemi Wedel Jarlsberga na Spitsbergenie. Gospodarka Surowcami Mineralnymi, 22, 115-122. Max, M.D. & Ohta, Y. 1989. Did major fractures in continental crust control orientation of the Knipovich-Lena Trough segment of the plate margin? Polar Research, 6, 85-93. Mazur M., Czerny J., Majka J., Manecki M., Smyrak A., Wypych A. 2007. Rheologically controlled strain partitioning at a sheared contact of contrastingly metamorphosed crustal domains, Wedel Jarlsberg Land, West Spitsbergen. Geophysical Research Abstracts, 9, SRef-ID: 1607-7962/gra/EGU2007-A-06908.

119

Montel J. M., Foret S., Veschambre M., Nicollet Ch., Provost A. 1996. Electron microprobe dating of monazite. Chemical Geology, 131, 37-53. Narębski W. 1960. Petrochemical characteristics of amphibolitic rocks of Lower Skålfjellet Series, Hecla Hoek Succession, Wedel Jarlsberg Land, Vestspitsbergen. Bull. Acd. Pol. Sci. Ser. Sci. chem., geol., geogr., 8, 173-179. Narębski W. 1965. Geochemia pierwiastków grupy żelaza w amfibolitach Formacji Hecla Hoek Ziemi Wedel Jarlsberga (Spitsbergen Zachodni). Archiwum Mineralogiczne, 26, 167-214. Nathorst A. G. 1910. Beitrage zur Geologie Barren–Insel, Spitzbergens und des Konigs-Karl-Landes. Bull. Geol. Inst. Uppsala,10, 256-416. Ohta Y. 1979. Blue schists from Motalafjella, western Spitsbergen. Norsk Polarinstitutt Skrifter, 167, 171-217. Ohta Y. 1982a. Relation between the Kapp Hansteen Formation and the Brennenvinsfjorden Formation in Botniahalvøya, Nordaustlandet, Svalbard. Norsk Polarinstitutt Skrifter, 178, 5-18. Ohta Y. 1982b. Murchinsonfjorden Supergroup of Lagøya, northwest Nordaustlandet, Svalbard. Norsk Polarinstitutt Skrifter, 178, 19-40. Ohta Y. 1985. Geochemistry of Precambrian basic igneous rocks between St. Jonsfjorden and Isfjorden, central western Spitsbergen, Svalbard. Polar Research, 3, 69-92. Ohta, Y. 1994: Caledonian and Precambrian history in Svalbard - a review, and an implication of escape tectonics. Tectonophysics, 231, 183-194. Ohta Y., Dallmeyer R. D., Peucat J. J. 1989. Caledonian terranes in Svalbard. Geological Society of America – Special Papers, 230, 1-15. Ohta Y., Larionov A. N. 1998. Grenvillian single grain zircon Pb age of a granitic rock from the southern island of Hesteskoholmen, Liefdefjorden, NW Spitsbergen. Polar Reseach, 17,147-154. Ohta Y., Dallmann W. K. 1999. Geological map of Svalbard 1:100000. Sheet B12G Tjerrelbreen. Norsk Polrinstitutt Temakart. Ohta Y., Larionov A. N., Tebenkov A. M., Lepvrier C., Maluski H., Lange M., Hellibrant B. 2003. Single zircon Pb-evaporation and Ar/Ar dating of the metamorphic and granitic rocks in north-west Spitsbergen. Polar Research, 21, 73-89.

120

Orvin A. K. 1934. Geology of the Kings Bay region, Spitsbergen. Skrifter Svalbard Ishavet, 57, 1-195. Orvin A. K. 1940. Outline of the geological history of Spitsbergen. Skrifter Svalbard Ishavet, 78, 1-57. Pecaut J. J., Ohta Y., Gee D. G., Bernard-Griffiths J. 1989. U-Pb, Sr and Nd evidence for Grenvillian tectonothermal activity in the Spitsbergen Caledonides, Arctic Ocean. Lithos, 22, 275-285. Rhenström E. F., Corfu F., Torsvik T. H. 2002. Evidence of a Late Precambrian (637 Ma) defromational event in the Caledonides of northern Sweden. The Journal of Geology, 110, 591-601. Sandelin S., Tebenkov A.M., Gee D. G. 2001. The stratigraphy of the lower part of the Neoproterozoic Murchinsonfjorden Supergroup in Nordaustlandet. Geologiska Foreningnes Stockholm Forhandlingar, 123, 113-127. Scrutton C. T., Horsfield W. T., Harland W. B. 1976. Silurian fossils from western Spitsbergen. Geological Magazine, 113, 519-523. Smulikowski W. 1960. Preliminary report on the petrology of the Isbjørnhamna Formation (Hornsund Area, Vestspitsbergen). Bull. Acad. Pol. Sci. Ser. Sci. chim., geol., geogr., 8, 159-163. Smulikowski W. 1965. Petrology and some structural data of lower metamorphic formations of the Hecla Hoek Succession in Hornsund, Vestspitsbergen. Studia Geologica Polonica, 18, 1-107. Smulikowski W. 1968. Some petrological and structural observations in the Hecla Hoek Succession between Werenskioldbreen and Torellbreen, Vestspitsbergen. Studia Geologica Polonica, 21, 97-161. Spear F. S. 1993. Metamorphic Phase Equilibria and Pressure-Temperature-Time Paths. Mineralogical Society of America, Washington D. C. Spear F. S., Cheney J. T. 1989. A petrogenetic grid for pelitic schists in the system SiO2-Al2O3-FeO-MgO-K2O-H2O. Contributions to Mineralogy and Petrology, 101, 149-164. Steel R. J., Worsley D. 1984. Svalbards post-Caledonian strata: An atlas of sedimentational patterns and paleogeographic evolution. Norwegian Petroleum Society. Szwakopf A. 2006. Charakterystyka petrograficzna metakonglomeratów Slyngfjellet z S części Ziemi Wedel Jarlsberga na Spitsbergenie. Praca mgisterska. Archiwum ZMPiG, AGH, 1-97.

121

Szwakopf A., Czerny J. Manecki M. 2006. The age of monazites from the Deilegga and Sofiebogen Group rocks, S part of Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen. Mineralogia Polonica – Special Papers, 28, 223-225. Tebenkov A. M. 1983. Late Precambrian magmatic formations of Nordaustlandet. The Geology of Spitsbergen, Leningrad, 74-86. Tebenkov A. M., Sandelin S., Gee D. G., Johansson Å. 2002. Caledonian migamtitization in central Nordaustlandet, Svalbard. Norsk Geologisk Tidsskrift, 82, 15-28. Tomkins H. S., Pattison D. R. M. 2007. Accessory phase petrogenesis in relation to major phase assemblages in pelites from the Nelson contact aureole, southern British Columbia. Journal of Metamorphic Geology, 25, 401–421. Torsvik T. H., Lovile R., Sturt B. A. 1985. Paleomagnetic arguments for a stationary Spitsbergen relative to British Islads. Earth and Planetary Science Letters, 75, 277-288. Torsvik T. H., Van der Voo R., Meert J. G., Mosar J., Walderhaug H. J. 2001. Reconstructions of the Continents around the North Atlantic at about 60th parallel. Earth and Planetary Science Letters, 187, 55-69. Tracy R. J. 1982. Compositional zoning and inclusions in metamorphic minerals. Reviews in Mineralogy, 10, 355-394. Wallis R. H. 1969. The Planetfjella Group of the lower Hecla Hoek of Ny Friesland. Norsk Polarinstitutt Årbok 1967, 80-108. Wetherill, G. W., 1956. Discordant uranium-lead ages. Transactions of American Geophysical Union, 37, 320-326. Wing B., Ferry J. M., Harrison T. M. 2003. Prograde destruction and formation of monazite and allanite during contact and regional metamorphism of pelites: petrology and geochronology. Contributions to Mineralogy and Petrology, 145, 228-250. Witt-Nilson P. 1998. The West Ny Friesland Terrane. An exhumated mid-crustal obliquely convergent orogen. Acta Universitatis Upsalensis, 415, 1-28. Wojciechowski J. 1964. Ore-bearing veins of the Hornsund area, Vestspistbergen. Studia Geologica Polonica, 11, 173-177. Worsley, D. 1986. The geological history of Svalbard. Den Norske Stats Oljeselskap. Stavanger. 1-121.

122

Fot. 1. Paragnejs formacji Skoddefjellet.

Fot. 2. Łupek mikowy formacji Skoddefjellet.

Fot. 3. Selektywnie wietrzejący łupek kwarcowo-kalcytowo-mikowy formacji Ariekammen.

Fot. 4. Żółty marmur kalcytowy formacji Ariekammen.

Fot. 5. Biały marmur kalcytowy formacji Ariekammen.

Fot. 6. Łupek mikowy formacji Revdalen.

Fot. 7. Żyła pegmatytowa na zboczach Skoddefjellet, próbka 213.

Grt

Fot. 8. Spłaszczony porfiroblast granatu, próbka 401. NX.

St

Fot. 9. NX. Spłaszczony blast staurolitu, próbka 205.

Bt

Fot. 10. NX. Spłaszczony porfiroblast biotytu transwersalnego, próbka 203.

Ms

Grt Chld

Fot. 11. NX. Pryzmatycznie wykształcone blasty chlorytoidu, próbka 201.

Grt

Fot. 12. NX. Euhedralny porfiroblast granatu, próbka 201.

Grt

Fot. 13. NX. Asymetrycznie wytworzone cienie ciśnienia wokół porfiroblastu granatu, próbka 401.

Grt

Fot. 14. NX. Wzajemnie klinujące się porfiroblasty granatu, próbka 402.

St

Ms

Fot. 15. NX. Euhedralne porfiroblasty staurolitu, próbka 206.

Ms

Pl+Q

Bt

Fot. 16. NX. Pseudomorfoza po granacie zbudowana z kwarcu, plagioklazu i biotytu, próbka 111.

Grt Bt

Fot. 17. 1N. Przykładowe pary granat-biotyt, próbka 214.

Grt

Bt

Fot. 18. 1N. Przykładowe pary granat-biotyt, próbka 219.

Ms

Mnz

Fot. 19. BSE. Monacyt w obrębie muskowitu foliacyjnego, próbka 218.

Mnz Grt

Fot. 20. BSE. Monacyty w formie wrostków w porfiroblaście granatu, próbka 218.

Mnz Bt

St

Fot. 21. BSE. Monacyty w formie wrostków w staurolicie i biotycie, próbka 218.

Mnz

Fot. 22. BSE. Monacyt wykazujący zonalność typu patchy, próbka 214.

Mnz

Fot. 23. BSE. Subhedralnie wykształcony monacyt, próbka 214.

Mnz

Fot. 24. Anhedralnie wykształcony monacyt, próbka 126.

REE-Ep

Ap Mnz

Aln

Fot. 25. Korona reakcyjna złożona z apatytu, allanitu i REE-epidotu wytworzona wokół monacytu, próbka 111.

Fot. 26. SE. Wyseparowany kryształ cyrkonu, próbka 213.

Zrn

Zrn

Fot. 27. CL. Przykładowe miejsca analiz cyrkonów przy użyciu SHRIMP, próbka 213.

Q

Chl

Ms

Fot. 28. Rozetowo wykształcone blasty chlorytu, próbka 126.