Trzy żywioły Trygława - ogień

Kontynuujemy geologiczny tryptyk o trzech żywiołach "Trygława" udając się z wizytą w Góry Skandynawskie. Rozważymy, dlaczego należałoby szukać śladów pomorskiego "Trygława" w miejscu, które nie budzi jak dotąd zainteresowania naszych geologów i petrografów.

O pierwszej, istotnej wskazówce - jaką jest zapisany na tym głazie (jego wzdłużne jego ułożenie w osi ruchu lodowca oraz kierunek wygładów na powierzchni) kierunek natarcia lądolodu, mówiliśmy już w pierwszej części artykułu. Należy jednak pamiętać, że zachodzące w ciągu kilku dziesiątek tysięcy lat w korpusie Lądolodu Skandynawskiego procesy były dynamiczne i wielokierunkowe, stąd kierunek i szybkość ruchu jego strumieni lodowych były również mniej lub bardziej zmienne w czasie. Mówimy tutaj nie tylko o znacznej przestrzeni geograficznej, jaka dzieli "Trygława" od jego wychodni macierzystej, ale i o wielkiej, rzędu kilku tysięcy lat, podróży w czasie, jaką odbył ten blok skalny.

Pierwszorzędną wskazówką jest rodzaj skały, która stworzyła "Trygława". Jest to ogólnie gnejs, a więc skała związana typowo z okresami plutonizmu, wulkanizmu i wielkich ruchów górotwórczych (tzw. orogenez), w trakcie których głęboko osadzone kwaśne (bogate w skalenie i kwarc) skały magmowe lub skały osadowe poddane są wielkim ciśnieniom i temperaturom, wywołanym przez zachodzące w ich pobliżu intruzje gorącej magmy z głębi skorupy ziemskiej oraz przez naciski płyt tektonicznych. Płyty tektoniczne należą do głównych jednostek geologicznych ziemi (największe i najstarsze z nich to platformy kontynentalne), o starokrystalicznym podłożu (ang. basement), przykrytych młodszymi (około pół miliarda lat i mniej) skałami osadowymi, o miąższości sięgającej kilkunastu kilometrów. Tak zwane tarcze to, w odróżnieniu od płyt, platformy odsłaniające na powierzchni swoje oryginalne, starokrystaliczne podłoże.

Nasi geologowie, bez przeprowadzenia odpowiednich badań, przyjęli a priori, że wszystkie, znajdujące się w Polsce eratyki gnejsowe muszą pochodzić z jednej z trzech wielkich orogenez, jakie miały miejsce na tarczy fennoskandzkiej: swekofeńska (2,0-1,8 miliardów lat temu), gotyjska (1,75-1,5 mld) lub swekonorweska (1,14-0,96 mld). Ta przyjęta powszechnie teza nie została w żadnej pracy naukowej rozwinięta z uzasadnieniem, ani w żadnej też pracy nie sprecyzowano, z której konkretnie orogenezy i z jakiego miejsca w Skandynawii miałby pochodzić "Trygław".

Moje poszukiwania analogii do skały z Tychowa w obrębie działania tych trzech orogenez, w oparciu o dostępną w internecie bogatą literaturę, nie przyniosły żadnych rezultatów. Pozostał nie zbadany rejon Gór Skandynawskich, objęty czwartą, najmłodszą z wielkich orogenez skandynawskich - orogenezą kaledońską, którzy nasi badacze z góry wykreślili z rozważań.

Wybierzmy się z pomorskiego Tychowa tysiąc kilometrów na północ, w otoczenie masywów górskich Åreskutan (1420 m n.p.m.) i Helags (1797 m n.p.m.) - środkowej części łańcucha Gór Skandynawskich, między którymi - jak wskazuje wiele przesłanek, o których wspomnieliśmy w poprzedzającym artykule, a tutaj je rozwiniemy, należałoby szukać śladów "Trygława". Najważniejszą z nich jest fakt, że skały tworzące te masywy położone są w tej części Skandynawii, w której w okresie orogenezy kaledońskiej, procesy metamorfizmu w warunkach bardzo wysokich ciśnień zachodziły w największej skali - na całej długości kaledonidów skandynawskich. A jak wiemy, nasz gnejsowy "Trygław" musiał zrodzić się w podobnych okolicznościach, bez przesądzania jeszcze o miejscu jego narodzin. 

Z uwagi na fakt, że obie te góry w sensie formacji geologicznej, tak jak i kilka innych masywów górskich położonych między nimi, są "siostrami" (o czym niżej), skupimy się w naszych rozważaniach na tej pierwszej, co wystarczy, aby przekonać się czy ten kierunek poszukiwań jest właściwy. Czyż może być lepsza prezentacja domniemanej ojczyzny "Trygława", niż uchwycony pewnego majowego wieczoru w 2005 roku w Handöl, okiem szwedzkiego paleogeografa i geologa, od strony południowego zachodu, nastrojowy widok na górę Åreskutan (prawy szczyt), z polodowcowym jeziorem Ånnsjön na pierwszym planie (foto: Timothy F. Johnsen)?

Rozszczepione cząsteczkami atmosfery (tlenu, azotu)  światło zachodzącego słońca kładzie się pod ostrym kątem na zboczach, najmniej poddającą się załamaniu i rozproszeniu, czerwienią. Przypomina nam to kolor ognia, wysyłany przez słońce, które samo jest jedną wielką kulą ognia, a także uświadamia, że na dobrą sprawę wszystkie skały na ziemi u zarania swojej ewolucji powstały z dobywającego się z wnętrza ziemi ognia. Żywioł ognia symbolizuje nam historię geologiczną skał, w tym tej, powstałej "gdzieś i kiedyś" materii, na którą składa się "Trygław".  

Dla przybliżenia tych odległych od Pomorza stron, rzućmy okiem na morfologiczne ukształtowanie otoczenia masywu Åreskutan (źródło: Google topographic map). Pamiętajmy, że aktualna rzeźba terenu jest zupełnie inna, niż ta wytworzona ponad 400 milionów lat temu przez kaledonidy skandynawskie. Tamtejszy krajobraz okolic Åreskutan, tak jak i całych Gór Skandynawskich, przypominał bardziej dzisiejszy widoki alpejskie, albo nawet te z Himalajów. Zasadniczy wpływ na zmianę charakteru morfologicznego Gór Skandynawskich miały ostatnie dwa i pół miliona lat, kiedy w plejstocenie  Skandynawia i znaczna część Europy poddana była kolejnym zlodowaceniom. 

Wówczas to cały skandynawski łańcuch górski przykrywany był wielokrotnie kilkukilometrową warstwą lodu, która znacznie obniżyła wysokości bezwzględne szczytów tych gór, spłaszczyła ich wierzchołki, wytworzyła olbrzymie kotły polodowcowe oraz wypełniła położone niżej pradoliny osadami, powstałymi z erozji tych gór i jeziorami polodowcowymi. Pochodzący ze Skandynawii, rozdrobniony materiał skalny, jak wiemy, w wyniku zlodowaceń docierał kilka tysięcy kilometrów dalej na południe Europy, w formie osadów morenowych oraz większych lub mniejszych eratyków. Z uwagi na rodzaj skały, wielkość głazu i przebyty dystans od skał macierzystych do miejsca złożenia, "Trygław" jest, moim zdaniem, najbardziej wyjątkowym i naukowo najcenniejszym eratykiem w skali europejskiej.

Poszukajmy dalszych śladów narodzin tychowskiego eratyka na dalekiej Północy, skąd przyniósł i osadził w spokojnym dzisiaj żywiole ziemskim na Pomorzu inny, trzeci żywioł - woda. Zamrożona w korpusie największych lądolodów woda kumuluje w sobie olbrzymie zasoby energii kinetycznej, które wyzwolone w ruchu są w stanie dokonać wielkich zmian, kształtujących powierzchnię ziemi. 

Także samo, wnętrza największych lodowych masywów dysponują siłą transportową większą, aniżeli masa (czyli energia potencjalna grawitacji) pojedynczego, nawet największego odłamu skalnego, który ten żywioł zdolny jest przenieść na odległość wielu setek kilometrów. Rzućmy okiem na gnejsowy stok masywu Helags i przy okazji, na hodowane w jego rejonie renifery (foto: Solene Prince, lipiec 2016).

Rozejrzyjmy się po tym regionie, w którego kierunku przywiódł nas wykreślony przez lądolód na powierzchni "Trygława" ogólny azymut, którego cechy opisałem w artykule "Trzy żywioły Trygława - ziemia", oraz uważne badanie możliwego przebiegu jego drogi z Gór Skandynawskich na Pomorze, do którego jeszcze wrócimy.

Tymczasem udajmy się na zachodnie zbocze Åreskutan, które - po analizie mapy z pierwszej części artykułu (Kleman et al. 2008), wydaje się nam potencjalnie interesujące, z uwagi na bezpośrednie sąsiedztwo tej góry z obszarami, z których lodowiec pobierał materiał skalny "w podróż na Południe".

Skały z rejonu gór Åreskutan i Helags nie należą do najstarszego fundamentu krystalicznego, budującego tarczę fennoskandzką, tak jak i z tego fundamentu prawdopodobnie (jak wskazywaliśmy wyżej) nie pochodzi skała naszego "Trygława. Wiele natomiast wskazuje (o czym niżej), że skała trygławska ma wiele wspólnego z zawierającą w sobie znaczne ilości gnejsów orogenezą kaledońską.

Tychowski głaz, jak mogliśmy to zauważyć w pierwszej części artykułu, z uwagi na brak dotychczas wszechstronnej jego analizy laboratoryjnej, wymyka się petrografom z jednoznacznej identyfikacji. Zwróćmy na razie uwagę na jego nie budzący kontrowersji charakter zewnętrzny: "barwy ciemnoszarej, prawie czarnej" (Gumowska 1967); "skała szara, niemal czarna" (Dudziak 1970); "gnejs o barwie ciemno-szarej, niemal czarnej, miejscami wyraźnie z odcieniem fioletowym" (Dudziak 1983). Et voilà, jak mawiają Francuzi, dzięki nieznanemu szwedzkiemu turyście (no i nieocenionemu internetowi!) mamy oto z lewej strony zdjęcie zbocza Åreskutan ze skałami, które "jako żywo" (na razie okiem laika) przypominają aparycją "Trygława" (foto: stinany, lipiec 2010).

Zostawmy na chwilę dzisiejszy widok skały i cofnijmy się głęboko w historię ziemi, ponad 400 milionów lat wstecz, kiedy to na tarczę fennoskandzką - pierwotny, najstarszy fragment Europy nastąpiła inwazja ... Ameryki - to jest jej tektonicznej platformy, zwanej przez geologów Laurencją, albo kratonem północno-amerykańskim.

Oto schematyczny obraz pozycji sprzed około pół miliarda lat temu, w jakiej znajdowała się Laurencja wobec Bałtyki - najstarszej części nie wykształconego jeszcze w pełni kontynentu europejskiej (ilustracja: Sveriges Nationalatlas, 1994). Kolorem fioletowym zaznaczono strefę przyszłej kolizji tych płyt kontynentalnych, w trakcie której nastąpił proces tak zwanej orogenezy kaledońskiej. 

Po stronie Laurencji objęła ona dzisiejsze tereny od północno-wschodniej Grenlandii do południowych Appalachów, a po stronie Europy zachodnią krawdź Półwyspu Skandynawskiego, Wyspy Brytyjskie, Irlandię, Belgię, Holandię, północne Niemcy i zachodnią Polskę. Kaledonidy, czyli powstałe wówczas łańcuchy górskie swoją nazwę biorą od antycznej nazwy Szkocji, zwanej przez Rzymian właśnie Kaledonią. 

Orogen kaledoński w strefie kontynentalnej Europy zbudowany jest z allochtonicznych płaszczowin, nasuniętych na autochtoniczną, proterozoiczną tarczę Bałtyki. Kolorem żółtym zaznaczony obecny kształt tej części Europy, która wówczas jeszcze nie istniała, poza zanurzonym w oceanie Reik pasmem łuku wulkanicznego Awalonii, usytuowanego od dzisiejszych Gór Świętokrzyskich aż dzisiejszy stan Connecticut w USA.

Po połączeniu się wymienionych wyżej jednostek tektonicznych powstał paleokontynent Laurosji, położony wówczas w strefie zwrotnikowej półkuli południowej ilustracja poniżej. Zarysy bardziej zaciemnione przedstawiają dzisiejszy, a nie tamtejszy kształt lądów sprzed około 500-460 milionów lat temu, "tuż" przed wzajemną, potrójną kolizją, która trwała ... kilkadziesiąt milionów lat (a może nawet ponad sto milionów lat). Zaproponowany, tak szeroki okres czasu uwzględnia prawdopodobieństwo, że krawędzie Bałtyki i Laurencji w fazie zderzenia nie były wobec siebie zupełnie równoległe, ale że procesy kolizyjne zaczęły się najpierw w północnej części, aby stopniowo postępować w kierunku południowym. 

Kolorem żółtym zaznaczono zasięg deformacji kaledońskiej. Geologowie nie są pewni, jaka była sekwencja zdarzeń. Jedni przypuszczają, że najpierw w ordowiku nastąpiło zbliżenie Laurencji do Bałtyki, a w kolejnym okresie geologicznym - sylurze, zderzenie mikrokontynentu Awalonii z połączoną Laurencją i Bałtyką. 

Inni zaś sądzą, że najpierw połączyła się Awalonia z Bałtyką, likwidując dzielące je wcześniej Morze Tornquista, a następnie dołączyła do nich Laurencja, powodując zaniknięcie w tym miejscu dzielącągo ich dotychczas oceanu Japetus (Iapetus). Na południe od połączonych trzech paleokontynentów, na miejscu nieistniejącej jeszcze Europy Zachodniej, rozpościerał się ocean Reik, zwany także Śródeuropejskim.

Z uwagi na fakt, że połączenie się trzech kontynentów w finalnej fazie przebiegało na linii o długości kilkunastu tysięcy kilometrów, najbardziej prawdopodobną wydaje się trzecia, następująca teoria, że przed zderzeniem krawędzie styku tych jednostek tektonicznych nie były ustawione względem siebie równolegle, ale pod większym lub mniejszym kątem. Stąd procesy orogeniczne na tak długich przestrzeniach następowały w różnych miejscach styku i w różnym czasie.

Pogląd taki znajduje potwierdzenie między innymi w fakcie, że orogeneza kaledońska na odcinku zszycia Laurencji i Bałtyki, w tak zwanym Western Gneiss Region (WGR) w południowej Norwegii miała miejsce dopiero na początku dewonu (420-400 Ma), podczas gdy metamorfizacja skał zawartych w kompleksie Åreskutan/Helags miała miejsce już w pierwszej fazie orogenezy kaledońskiej, przed lub około 450 milionów lat temu. Te same, co w kompleksie Åreskutan/Helags skały wytworzyły się w północnym segmencie kaledonidów skandynawskich (Norrbotten)  jeszcze wcześniej, bo około 500 Ma. Problem otwarty, wymaga dalszych badań. Istotne dla naszych rozważań jest, że występujące w tym regionie (WGR) gnejsy nie mają charakterystyki petrograficznej, zbliżonej do skały "Trygława".

Czerwonymi punktami zaznaczyłem położenie Åreskutan/Helags i Tychowa. Należy przy tym pamiętać, że o ile interesujące nas z tamtego rejonu Gór Skandynawskich skały wyłoniły się na powierzchnię w okresie syluru (około 420 milionów lat temu) i tam pozostały do dzisiaj, to skały z tej samej orogenezy i o tym samym wieku w rejonie Tychowa, w kolejnych epokach geologicznych zapadły się w głąb ziemi, zostały sprasowane i według obecnej regionalizacji tektonicznej Polski stanowią część, słabo geologicznie rozpoznanego, położonego kilka kilometrów pod powierzchnią ziemi, tak zwanego pasma fałdowego pomorsko-kujawskiego.

Oba regiony - Jämtland/Härjedalen w którym znajdują się masywy górskie Åreskutan i Helags, jak i Pomorze, objęte były wówczas ruchami górotwórczymi, które wypiętrzyły do dzisiaj trwające tylko Góry Skandynawskie. Przedstawiliśmy wyżej mapę morfologiczną tego pierwszego masywu, a poniżej zamieszczamy taką mapę otoczenia masywu Helagsfjället, do którego należy szczyt Helags (źródło: Lantmateriet). Musimy pamiętać, że na obecne ukształtowanie pasma Gór Skandynawskich i poszczególnych jego partii największy wpływ miała orogeneza kaledońska, ale na ich dzisiejszą formę - deformacje glacitektoniczne w plejstocenie.

Wracając do orogenezy kaledońskiej, pomijamy nieistotne w naszych rozważaniach, trwające tak jak Góry Skandynawskie na powierzchni ziemi, tak zwane kaledonidy szkocko-irlandzkie - pasma górskie powstałe w szerokim okresie od ordowiku (475 milionów lat temu) po dewon (395 milionów lat temu). Czerwone linie na powyższej mapie wyznaczają miejsca tzw. zszycia - zespolenia się płyt kontynentalnych, któremu towarzyszyły procesy wchodzenia jednych płyt na drugie i wypiętrzania się skał w formie pasm górskich. Powstały w tej samej orogenezie kaledońskiej, podobnej wysokości i długości łańcuch górski od Jutlandii, przez Pomorze Zachodnie po Małopolskę, do naszych czasów nie przetrwał, w kolejnych epokach geologicznych zerodowany i pogrzebany wiele kilometrów w głębi ziemi, pod młodszymi osadami Antyklinorium Środkowopolskiego. Jak widzimy, pozostałe części kontynentu europejskiego nie były jeszcze ze sobą połączone. Rodziły się w kolejnych milionach lat "gdzieś" w głębiach oceanów (nie będziemy tego tematu tutaj rozwijać).

Spróbujmy, chociaż krótko, odtworzyć co się wydarzyło w okolicy narodzin góry Åreskutan. O ziemi pomorskiej z tego okresu pisałem w artykułach "Ziemia Maszewska na morzach południowych", "Burzliwe narodziny Europy" oraz "Podróż w głęboką przeszłość". Powyższa mapa to "widok z góry" na dociskające się trzy płyty tektoniczne. Zbliżenie tego widoku z góry na strefę skandynawskich kaledonidów, a zwłaszcza na ich środkowy segment w regionie Jämtland (Jemtlandia) przedstawione jest na poniższej mapie tektoniczno-stratygraficznej (Li et al., 2021). Kolor niebieski (ordowickie łupki i wapienie) wyznacza wschodnią granicę deformacji kaledońskiej.

Poniżej mapy przedstawiony jest schematyczny profil poprzeczny wzdłuż zakreślonej na mapie linii NW-SE, biegnącej pomiędzy interesującymi nas masywami Åreskutan i Helags i prostopadle przecinającej profil tektoniczny i stratygraficzny pomiędzy  tarczą fennoskandzką i zachodnią krawędzią fundamentu Bałtyki (niedokładnie na rysunku wykreślonej). Po orogenezie kaledońskiej Bałtyka przestała być samodzielnym kontynentem, a stała się kratonem - częścią kontynentu. 

Profil ten pozwala nam zorientować się ogólnie w pochodzeniu i rozmieszczeniu poszczególnych tak zwanych płaszczowin, jakie w trakcie orogenezy kaledońskiej nasunęły się na krystaliczny fundament Bałtyki. Przemieszczona masa skalna nazywana jest allochtonem, a masa nieprzemieszczona, przykryta allochtonem, nazywana jest autochtonem (terminy zapożyczone z nauk antropologicznych). Występowanie płaszczowin, jako naporowych warstw skalnych, przesuniętych i nałożonych na inne, rozległe obszary, są cechą charakterystyczną całego łańcucha Gór Skandynawskich. Nasunięcie jako proces, powstaje w wyniku działania sił tektonicznych (ruchy skorupy ziemskiej), które wypychają pewną warstwę (ekshumowanych) skał z głębi ziemi i przesuwają po jej powierzchni, wiele kilometrów od swojego pierwotnego położenia (miejsca wynurzenia się na powierzchnię ziemi). Przesuwana po powierzchni ziemi warstwa skał podlega w tym czasie metamofizmowi dyslokacyjnemu.

Płaszczowina to nie "nasunięcie" (jak tłumaczy "Słownik geologii dynamicznej", 1985), ale obcy materiał skalny, przemieszczony ze swojego początkowego położenia na znaczną odległość (kilka lub więcej kilometrów) i złożony na skały miejscowe. Jest to pokład, warstwa skał, płaszcz skalny o wielkiej powierzchni, a nie sam proces nasunięcia.

Spójrzmy poniżej na jeden z wielu proponowanych przez badaczy modeli bocznego profilu stykających się krawędzi tektonicznych Laurencji i Bałtyki (Ladenberger et al. 2013), na szerokości geograficznej, na której w podmorskiej strefie przejściowej Bałtyki spoczywała przyszła (po przesunięciu), tak zwana płaszczowina Seve (ang. Seve Nappe Complex), zaznaczona na poniższym schemacie, z niewielką moją edycją, kolorem czerwonym. Płaszczowina Seve jest najwyżej położoną jednostką tekto-stratygraficzną w zespole płaszczowin, zwanym stosem płaszczowin albo stosem allochtonów (skał obcych), jaki pokrywa znaczne obszary Gór Skandynawskich.

Inny model procesów tektonicznych jamtlandzkiego odcinka kaledonidów skandynawskich zaproponowano na poniższym schemacie (Bender, 2019). Wyraźniej jest tutaj zaznaczona, poprzedzająca kolizję Laurencji i Bałtyki, podwójna subdukcja do wnętrza płaszcza litosfery dna (skorupy oceanicznej) Oceanu Japetus, wraz z powstałym na nim łukiem wulkanicznym, oraz krystalicznego fundamentu Bałtyki. 

Proces wchodzenia jednej płyty tektonicznej (kontynentalnej) pod drugą - oceaniczną, czyli proces subdukcji, oraz towarzyszący mu proces tworzenia się, równoległego do krawędzi płyt, wyspowego łuku wulkanicznego, dobrze prezentuje poniższa ilustracja.

H. Bender wyróżnia tak zwany klin orogeniczny (orogenic wedge), jako jednostkę tektoniczną w obrębie litosfery, obejmującą skały z obu płaszczyzn natarcia na siebie zbiegających się płyt tektonicznych. Według tej teorii, po 433 Ma (milionów lat temu) dwa kliny orogeniczne - jeden pomiędzy płaszczyznami płyty tektonicznej Laurencji i dna oceanu Japetus, drugi pomiędzy dnem oceanu i płytą tektoniczną Bałtyki, połączyły się. 

W kolejnej fazie, około 430 Ma, w miejscu zespolenia się tych klinów, pomiędzy pogrążoną krawędzią krystaliczną Bałtyki a płytą Laurencji, wytworzyły się kolejne zespoły płaszczowin Köli, Seve, Särv i innych, o których będzie mowa niżej. Około 415 Ma nastąpiło wynurzenie (ekshumacja) tych płaszczowin na powierzchnię ziemi i nasunięcia ich na siebie (tak zwany stos płaszczowinowy), w określonej sekwencji, w kierunku WNW-ESE na podłoże skał autochtonicznych zachodniej krawędzi Bałtyki.

Na marginesie, nie wydaje się, aby miała solidne podstawy zaproponowana przez niektórych naukowców hipoteza o zadziałaniu sił ssących, które miałyby wytworzyć podciśnienie, które wyciągnęło płaszczowinę Seve z głębi ziemi (Barnes et al., 2017). Po wyłonieniu się na powierzchni ziemi skały te przebyły przecież jeszcze dystans kilkuset kilometrów, nie w warunkach podciśnienia, ale normalnego ciśnienia atmosferycznego. Bardziej prawdopodobne może być zadziałanie sił intruzywnych z górnego płaszcza ziemi w kontynentalną skorupę ziemską Bałtyki oraz sił tarcia nasuwającej się na Bałtykę płyty tektonicznej Laurencji.

Nasunięta na górę Åreskutan warstwa obcych skał jest częścią wielkiego, rozpościerającego się wzdłuż Gór Skandynawskich przez około 800 kilometrów pasa płaszczowiny o tej samej genezie (skały allochtoniczne o wysokim stopniu metamorfizmu), zwanym kompleksem płaszczowiny Seve (Seve Nappe Complex - SNC). Z uwagi na różniące się cechy litologiczne i stopień metamorfizmu płaszczowina Seve została podzielona na trzy poziomy: dolną, środkową i górną. Niektóre z tych skał zostały tylko częściowo zmetamorfizowane, stąd opatrzone przedrostkiem meta-.

W rejonie Åreskutan występują dwie płaszczowiny z kompleksu Seve. Płaszcz dolny składa się z warstwowej sekwencji tektonizowanych metasedymentów i amfibolitów, przeobrażonych w facje amfibolitową. Płaszcz górny (płaszczowina Åreskutan) składa się z wysoko przekształconych gnejsów migmatycznych i metabazytów (zmetamorfizowanych skał maficznych, które w wyniku całkowitej rekrystalizacji utraciły wszelkie ślady swojej pierwotnej tekstury i charakterystyki mineralogicznej).

Ekshumacja wysokozmetamorfizowanej płaszczowiny Seve i jej umieszczenie między płaszczowinami mniej przetworzonych była związana, jak się sądzi, z ekstruzją klinową w centralnej części kaledonidów skandynawskich (Bender et al. 2018). 

Oto powyżej z tej pracy prezentacja obserwacji terenowych i mikroskopowych skał, najbardziej nas interesującej środkowej warstwy płaszczowiny Seve (Middle Seve Nappe) oraz warstwy położonej niżej (Lower Seve Nappe), wraz z interpretacją tak zwanego zwrotu w strefach ścinania (ang. sense of shear indicators) górnej facji zieleńcowej do amfibolitowej. Dla porównania obserwacji bezpośredniej skał, skalą jest moneta o średnica 20,5 mm. Kolejne skały to: (c) amfibolit, (d) ultramylonit, (e) porfiroklasty skalenia potasu, (f) gnejs migmatytowy [ewentualny punkt odniesienia do naszego "Trygława"].

Tytułem przykładu podajmy tu charakter skały gnejsowo-migmatytowej, nie związanej z "Trygławem", ale posiadającej charakterystyczny zewnętrzny aspekt tak zwanej foliacji (foto poniżej: Peter Davis). Migmatyty pojawiają się jako ciemny i jasny paskowany gnejs, którego struktura może być zawirowana lub skręcona, kiedy w trakcie formacji skały niektóre jej minerały zaczęły się topić. Cienkie nagromadzenia jasnych warstw skalnych mogą występować w otoczeniu ciemniejszych skał, które są równoległe do siebie, a nawet przecinają gnejsową foliację. Jaśniejsze warstwy interpretowane są jako wynik oddzielenia płynnego felsycznego stopu magmowego od sąsiednich, silnie zmetamorfizowanych, ciemniejszych warstw lub wstrzyknięcia stopionego stopu felsycznego z pewnej odległości (tak zwane intruzje). Skały felsyczne (w odróżnieniu od skał maficznych) składają się z dużej ilości magmy, materiałów krzemianowych i skał bogatych w potas, tlen, krzem i sód. 

W geologii tak zwana strefa ścinania (ang. shear zone) to strefa w płaszczu ziemskim, która została silnie zdeformowana z powodu przesuwania się ścian skał po obu stronach strefy. W górnej skorupie, gdzie skała jest zimna i krucha, strefa ścinania przyjmuje postać pęknięcia zwanego uskokiem. W dolnej skorupie i płaszczu ekstremalne warunki ciśnienia i temperatury sprawiają, że skała jest plastyczna. Oznacza to, że skała jest zdolna do powolnego odkształcania się bez pęknięć, tworząc mniej lub bardziej wygięte pasma (foliacja), jak widać na powyższej prezentacji. Ciągliwa skała przepływa powoli, dostosowując się do względnego ruchu ścian skalnych po obu stronach strefy ścinania. 

To samo pojęcie stosowane jest w glacjologii, gdzie strefa ścinania jest powierzchnią deformacji pomiędzy przesuwającym się (w fazie transgresji) masywem lądolodu, a oryginalnym podłożem skalnym. Strefa ścinania powstaje również wewnątrz korpusu lądolodu, na styku strumienia lodowego i względnie nieruchomych mas korpusu.

Na obecnym etapie, kiedy bazujemy na wstępnej charakterystyce petrograficznej "Trygława", w najlepszym przypadku z lat 1980-tych, nie możemy wykluczyć, że jego rodzimą skała wywodzi się albo ze środkowej (co bardziej prawdopodobne), albo ewentualnie z dolnej warstwy płaszczowiny Seve. 

Dlatego włączmy tutaj zdjęcie (obok) podnóza masywu Snasahögarna, o którym powiemy niżej, ale w kontekście środkowej warstwy tej płaszczowiny - jako hipotetycznej skały macierzystej naszego głazu. Tutaj załączamy tylko zdjęcie terenowe, wykonane u stóp tego masywu, w pobliżu wsi Handöl, z gnejsem mylonitycznym, podobnym trochę ze wstępnego oglądu do skały "Trygława", z widocznymi rysami i wygładami erozji lodowcowej (Li, Botao et al. 2021).

Przed wspomnianą kolizją kontynentów (Laurencja i Bałtyka) strefa przejściowa Bałtyki (continent-ocean transition zone) była szelfem kontynentalnym, łączącym jej kontynentalną skorupą ziemską z oceaniczną skorupą ziemską, pod zanikłym między tymi paleo-kontynentami oceanem Iapetus (Japetus). Pomiędzy nasuwającymi się na siebie płytami kontynentalnymi, po stronie Laurencji, powstała przejściowa (w kategoriach geologicznych, trwająca miliony lat) strefa łuku wulkanicznego (ang. arc volcanism), widoczna na poniższej ilustracji. Szerokość pasa orogenezy kaledońskiej po stronie Bałtyki, czego efektem jest dzisiejsze pasmo Gór Skandynawskich, w środkowej, interesującej nas części tych gór (prowincja Jämtland), sięgała 400 km.

Dzięki odkryciom mikrodiamentów metamorficznych w płaszczowinie Seve (między innymi w gnejsie pelitycznym z Åreskutan), jakich dokonali z zespołami polscy uczeni - Jarosław Majka (Majka et al. 2014) i Iwona Klonowska (Klonowska et al. 2017) wiemy, że w trakcie orogenezy kaledońskiej osady skalne, tworzące przyszłą płaszczowinę Seve, przeszły przez proces tzw. metamorfizmu ultra-wysokich ciśnień (UHP). 

Oto poniżej cztery mikrofotografie (w różnym stopniu przybliżenia) próbek gnejsów migmatycznych, pobranych z najwyższej warstwy płaszczowiny Seve masywu Åreskutan minerałów (Majka et al. 2012): a) porfiroblast granatu częściowo zastąpiony sylimanitem w neosomie migmatytu; b) kianit częściowo zastąpiony przez sylimanit w neosomie migmatytu c) zdeformowany porfiroblast wcześniejszej generacji granatów w ściętym migmatycie; d) granat euhedralny (w pełni wykształcony kryształ) wtórnej generacji w ściętym migmatycie. W próbkach oznaczono następujące minerały: sylimanit (Sill), kianit (Ky), granat (Grt), pierwotnej generacji Grt-I, wtórnej generacji Grt-II.

Protolity, czyli pierwotne, kumulujące się w strefie miogeokliny na zachodniej krawędzi pasywnej Bałtyki osady skalne, uległy w ordowiku (455 Ma) bardzo głębokiej subdukcji - wejściu pod płytę kontynentalną Laurencji (a właściwie pod jej łuk wulkaniczny), na głębokość do około 120 kilometrów. Tak znaczne zagłębienie się powierzchniowych (podmorskich) skał osadowych obrzeża Bałtyki odbywało się w warunkach gwałtownego, w terminologii geologicznej, natarcia na siebie tych płyt kontynentalnych, nachodzących na siebie w tempie do 10 cm rocznie. Na marginesie, dzisiejsze tempo odsuwania się od siebie płyt tektonicznych - Północnoamerykańskiej i Euroazjatyckiej, wynosi około 2 cm w skali rocznej. Pomiędzy rozchodzącymi się płytami, wzdłuż osi tak zwanego Grzbietu Śródatlantyckiego, powstaje nowa skorupa ziemska typu oceanicznego.

Identyfikacja protolitu dla zawierających mikrodiamenty gnejsów w kompleksie Åreskutan -  Helags udzieliłaby informacji dotyczących przebiegu ewolucji tektonicznej kaledonidów w prowincji Jämtland. Pobrana ze zbocza, położonego pomiędzy masywami Åreskutan i  Helags szczytu  Tväråklumparna (1403 m n.p.m.) próbka (JMY-19a) wskazuje na obfitość w całej skale fosforu (P), uranu (U), toru (Th) i metali ziem rzadkich (REE). Uproszczona mapa geologiczna tego rejonu przedstawiona jest niżej (źródło: Walczak et al., 2022). 

Sedymentacja protolitu obecnego gnejsu z  Tväråklumparna zachodziła prawdopodobnie w warunkach beztlenowych. Głównym kandydatem na taki protolit byłby bogaty w substancje organiczne, beztlenowy czarny łupek, łupek ałunu. Ta formacja skalna z okresu od środkowego kambru do wczesnego ordowiku mogła osadzać się na krawędzi Bałtyki, w łuku przednim aktywnej strefy subdukcji (Walczak et al., 2022). Oto widok na ten masyw (foto: Lars Falkdalen Lindahl, 7 sierpień 2009).

Wracając do orogenezy kaledońskiej "naszej" Bałtyki, w kolejnym okresie geologicznym - sylurze (420 Ma) głęboko zmetamorfizowane osady zachodniej krawędzi tego kontynentu wynurzyły się na powierzchnię ziemi (tzw. ekshumacja). Ekshumacja skał zawsze związana jest z procesami orogenezy, czyli zmianami w ukształtowaniu powierzchni ziemi. Orogeneza poprzedzona jest tak zwaną tektogenezą, czyli powstaniem pod powierzchnią ziemi - w wyniku dynamiki procesów tektonicznych, nowych, określonych struktur skalnych.

Nie ma tu miejsca na szczegółową analizę powyższego modelu, a zreasumujmy go następująco. W wyniku nasunięcia płyty kontynentalnej Laurencji na podmorską część fundamentu (basement) Bałtyki - proces, który rozpoczął się około 450 milionów lat temu, oraz wywołanego tym wysokiego ciśnienia i temperatury, spoczywające tam warstwy skał osadowych zostały przemieszczone w głąb skorupy ziemskiej, gdzie ulegały eklogityzacji, to jest przekształceniom w skały metamorficzne facji eklogitowej - najbardziej głębinowej facji metamorfizmu regionalnego. Następnie  - przechodząc przez kolejne metamorfizmy, skały te zostały wypchnięte na powierzchnię ziemi i przesunięte po niej na odległość (w przypadku Åreskutan), jak się ocenia, około 300-400 km, licząc od miejsca pojawienia się na powierzchni ziemi ich rodzimego podłoża. "Trygław" zachował w sobie ślady facji eklogitowej, w postaci almandynu - minerału budującego eklogity. Jego udział w składzie mineralnym tychowskiego głazu wynosi 5.6% (Gumowska 1967).

Oto powyżej geologiczna mapa otoczenia masywu Åreskutan (Klonowska et al. 2017b). Najbardziej interesujące są dla nas dwie najwyżej położone warstwy, wchodzące w skład kompleksu płaszczowiny Seve. Wierzchołek masywu, o średnicy 4-6 km, to grupa skał określonych jako gnejsy migmatyczne (oznaczonych w legendzie do mapy kolorem szarożółtym). Z najwyżej położonej warstwy, z zachodniego stoku masywu,  pobrano dwie próbki skalne, które na mapie oznaczono symbolem diamentu. Charakterystykę próbek tej warstwy gnejsów przedstawiono wyżej na czterech mikrofotografiach.

Przybliżone miejsce pobrania próbek (Mörvikshummeln), o których będzie mowa jeszcze niżej, przedstawia poniższa fotografia (Klonowska et al, 2017b). Jest to bazalna (u jej podstawy) strefa ścinania płaszczowiny Seve przez ostatni lądolód. W glacjologii, strefa ścinania to obszar w obrębie działania lądolodu, zwłaszcza na obrzeżach i w stopie strumienia lodowego, podlegający znacznym odkształceniom morfologicznym.

Na marginesie, polscy badacze niesłusznie zaliczają glacjologię jako gałąź hydrologii - nauki badającej wodę, także w formie lodu, występującą w przyrodzie. Jest to stanowisko stare, zawężone, z początków powstania glacjologii jako dyscypliny naukowej, kiedy to badania lądolodów skupiały się bardziej na procesach deglacjalnych i fluwioglacjalnych, a nie na fazie ich ekspansji. Dzisiaj glacjologia jest interdyscyplinarną nauką o Ziemi, która korzysta z wiedzy i metod badawczych geofizyki, geologii, geografii fizycznej, geomorfologii, klimatologii, hydrologii i biologii. 

Niżej, na zboczu masywu Åreskutan, przykrytym dolną warstwą płaszczowviny Seve (Lower Seve Nappe), w 2014 roku wykonano odwiert geologiczny COSC-1 do głębokości 2490 metrów, który objął w całości miąższość płaszczowiny Seve oraz część warstwy podłoża allochtonicznego. Wiercenie zrealizowano w ramach projektu naukowego Collisional Orogeny in the Scandinavian Caledonides (COSC-1), dzięki któremu wydobyto ciągły rdzeń wiertniczy do podanej głębokości.

Najwyższa warstwa odwiertu zawiera metapsamity (metaarenity), gnejsy, łupki mikowe i marmury (kolor brązowy na powyższej mapie). Uproszczoną stratygrafię skał do głębokości 1500 metrów przedstawia poniższy schemat (źródło: Yan, 2017).

Bardziej szczegółową charakterystykę petrograficzną przedstawiamy poniżej na przykładzie skał z głębokości od 338 do 1167 metrów pod powierzchnią. Są to gnejsy z przewagą kwarców i skaleni (plagioklazy i mikrokliny) i wapniowo-krzemianowych faz mineralnych. Wraz z głębokością zmienia się rozmiar ziarna, od gruboziarnistego do struktury bardziej łupkowej, ze zwiększoną obfitością miki. Poniższe mikrofotografie przedstawiają ilustrację niektórych próbek z tej warstwy gnejsów (źródło: Holmberg, 2017). 

Kolejno, są to widoczne, w różnym sposobie oświetlenia (przepraszam niegeologów za dużą dawkę terminologii specjalistycznej): A) kwarc (Qz), mikroklin (Mc) i plagioklaz w osnowie wraz z cienkimi pasmami biotytu (Bt), gruboziarnistych i wydłużonych kryształów apatytu (Ap), niewielkie kryształy zoizytu (Zo) i tytanitu (Tnt). B) rekrystalizowana wstążka kwarcowa w dolnej części przylega do żyły wapienno-krzemianowej, w górnej części - z gruboziarnistymi skupiskami kalcytu (Cal) i drobnoziarnistym kruszywem z zoizytem, ​​tytanitem, apatytem i actionlitem (Act). C) typowy wygląd dynamicznie rekrystalizowanych agregatów plagioklazu, mikroklinu i kwarcu, z dwoma większymi klastami mikroklinu z krzyżowymi kryształami bliźniaczymi. D) duże ziarno kwarcu w prawym górnym rogu z wyraźną deformacją wewnątrzkrystaliczną oraz myrmekity wzdłuż granic ziaren. E) typowy subhedralny kryształ granatu oraz inkluzje kwarcu i plagioklazów (Pl) różnej wielkości; tendencja do tworzenia się struktury atolu z plagioklazami w rdzeniu. F) granat anhedralny, obok nieprzezroczysty minerał oraz mniejsze wtrącenia kwarcu i plagioklazu.

Jak istotne znaczenie w identyfikacji struktury fotografowanych minerałów ma sposób ich oświetlenia, wskazują poniższe dwie mikrofotografie (Holmberg 2017) tych samych kryształów kwarcu w otoczeniu łupku mikowego, jednakże pierwsza w świetle spolaryzowanym płaszczyznowo (1N), druga w świetle spolaryzowanym krzyżowo (NX). Główna  foliacja krystalizacyjna określona jest wstęgami kwarcu (Qz), przekładanymi muskowitem (Ms), biotytem (Bt), drobnym chlorytem oraz nieprzezroczystymi minerałami.

Rzućmy okiem na fragment mapy geologicznej omawianej tutaj zachodniej części prowincji Jämtland (źródło: Sveriges berggrund - Bedrock map of Sweden, 2012). Dodano legendę wydawcy mapy, dotyczącą pochodzenia skał w masywach Åreskutan i Helags, należących do powstałej w orogenezie kaledońskiej baltoskandyjskiej strefy przejściowej obrzeża kontynentalnego z oceanem, w kompleksie Seve Nappe (Baltoscandian continental margin-ocean transition zone, Seve Nappe Complex). 

Pierwsza grupa skał, oznaczona kolorem oliwkowym i numerem 23, powstała w okresie ediakaru, to amfibolity, metadoleryty (diabazy), w tym kompleks intruzji warstwowych, metagabro oraz przeobrażona skała ultrazasadowa (amphibolite, metadolerite including sheeted dyke complex, metagabbro, metamorphosed ultrabasic rock /Ediacaran/). Druga, interesująca nas grupa skał, z której zbudowane są obydwa masywy (w różnych proporcjach) to ta, oznaczona kolorem oliwkowo-żółtym i numerem 24, wytworzona w neoproterozoiku, na którą składają się łupki granatowo-mikowe, łupki kwarcowo-skalniowe, wapienne łupki mikowe, kwarcyty, marmury, paragnejsy migmatyczne, amfibolity, eklogity i metadoleryty (garnet-mica schist, quartzo-feldspathic schist, calcareous mica schist, quartzite, marble, migmatitic paragneiss, amphibolite, eclogite, metadolerite /Neoproterozoic/).

Oto poniżej przekrój geologiczny na linii Östersund - Åreskutan - Trondheim (Gee et al. 2010) końcowego etapu orogenezy kaledońskiej, sprzed około 400 Ma (milionów lat temu), kiedy masyw Åreskutan przykryty już był płaszczowiną kompleksu Seve. Warstwy na szkicu, spod których wystają strzałki, oznaczają kierunek nasuwanych kolejno, w wyniku przesuwania się krawędzi tektonicznej Laurencji na krystaliczny fundament Bałtyki - złożony z granitów i gnejsów wieku 1.7/1.8 Ga - miliardów lat temu (kolor jasnoszary).

Pierwsze na fundamencie zostały przesunięte autochtoniczne piaskowce i diabazy - wiek około 1.5-1.0 Ga (kolor ciemnoszary); później nasunięta warstwa osadów z podmorskiej krawędzi Bałtyki - wapienie i ałunowe łupki ilaste z kambru i ordowiku - 520-480 Ma (kolor niebieski na mapie). Te ostatnie osady - z uwagi na czarny kolor zawartych w nich minerałów ilastych, stanowią charakterystyczną dla tej części Szwecji, wyodrębnioną przez geologów pod tą właśnie nazwą (ang. Alum Shale Formation), formacją skalną metamorficznych czarnych łupków ałunowych. Oto próbka tych skał, pochodząca z frontu kaledońskiego z okolic Hunneberg w Västergötland (foto: Vänersborgs museum).

Podłoże szczytu Åreskutan (ilustracja poniżej) stanowi ordowicka płaszczowina Särv (kolor żółty), przykryta płaszczowiną Seve (brązowy), z przełomu ordowiku i syluru - 443 Ma. W pobliżu tej góry, od zachodniej strony, rozpościera się płaszczowina Köli, z przełomu kambru i ordowiku - około 488 Ma (kolor zielony). 

Jest to o tyle interesujące, że wypiętrzone w linii łuku wyspowego (wulkanicznego) skały płaszczowiny Köli, genetycznie wymieszane są ze skałami pochodzącymi z paleokontynentu Laurencja, a więc z dzisiejszej północnoamerykańskiej płyty tektonicznej, a dokładnie ze wschodniego wybrzeża Grenlandii, oddalonego dzisiaj od kompleksu Åreskutan o około dwa tysiące kilometrów.  Górne warstwy płaszczowiny Köli zawierają sfosylizowane ślady fauny, pochodzącej z Laurencji.

Czas przyjrzeć się bliżej samej górze  Åreskutan i jej skalistej zawartości. Na poniższej fotografii (Majka et al. 2012)  badacze wykreślili linię oddzielającą dolną warstwę płaszczowiny Seve od wyżej położonej płaszczowiny Åreskutan, która w konwencji podziału jest środkową płaszczowiną Seve (tej górnej na Åreskutan nie ma). Zdjęcie wykonane od strony południowego wschodu, a zatem lewy stok nachylony jest w kierunku SW, a prawy na NE.

Dolna płaszczowina Seve wewnątrz góry składa się z wysoce zdeformowanych skał metaosadowych i magmowych, które poddane zostały metamorfizmowi facji amfibolitowej. Zawiera gnejsy kwarcowo-skaleniowe, kwarcyty, łupki granatowo-łyszczykowe, łupki kianitowo-staurolitowe, także amfibolity. Pod dolną płaszczowiną Seve, w  płaszczowinie Särv, zalegają skały o niższym stopniu metamorfizmu, powstałe w środowisku wodnym piaskowce, wapienie i inne skały facji zieleńcowej oraz doleryty. Przypomnijmy z pierwszej części artykułu, że zbudowane głównie z łyszczyków (glinokrzemianów sodu, glinu, żelaza, magnezu) i granatów łupki granatowo-łyszczykowe geolog niemiecki Deecke uznał za charakterystyczne dla skały "Trygława" (Deecke 1907). Ten rodzaj utworów metamorficznych o teksturze łupkowatej zwany jest skałami granatowymi.

 

Górna część płaszczowiny Seve w masywie Åreskutan, o miąższości około 500 metrów, wypełnia sam szczyt góry i składa się głównie z gnejsów facji granulitowej - co, zdaniem badaczy (Majka et al. 2012) świadczy, że warstwa tych skał mogła zostać nasunięta w to miejsce jeszcze w stanie gorącym. W płaszczowinie Åreskutan znajdują się też skały facji górno-amfibolitowej do granulitowej, co świadczy o ich wysokim stopniu metamorfizmu. Dominują zmigmatytyzowane paragnejsy granatowo-sylimanitowe i gnejsy kianitowe (Klonowska et al. 2017). Przywołani w pierwszej części artykułu dwoje badaczy, którzy jako jedyni w Polsce dokonali bliższej analizy petrograficznej i geochemicznej skały "Trygława", określili ją jako paragranatognejs oliglazowo-andezynowy (Gumowska 1967) i jako gnejs sylimanitowo-biotytowy (Dudziak 1983). W tej najwyższej warstwie góry liczne są także migmatyty, łupki zieleńcowe (metabazyty) i leukogranity (Klonowska et al. 2017). 

 

Chociaż uczyniłem odwołanie do definicji skały migmatytowej już wyżej, to ze względu na istotne znaczenie tego terminu w rozważaniach o "Trygławie" pozwolę sobie w popularny sposób określić ten rodzaj skały metamorficznej (przekształconej na wielkich głębokościach), jako powstałej w warunkach bardzo wysokich ciśnień i temperatur, które wywołują fuzję określonych skał pierwotnych, z których tworzą migmę, mającą tam formę magmy hybrydowej -  mieszanki magmy i szczątków skał stałych lub nie w pełni płynnych.

Gnejsy granatowo-sylimanitowe z silnym warstwowaniem gnejsowatym towarzyszą tam gnejsom kwarcowo-skaleniowym ze słabszą gnejsowatością (warstwowaniem). Metabazytowe ksenolity (porwaki wulkaniczne) występują powszechnie z gnejsami kwarcowo-skaleniowymi i granatowo-sylimanitowymi. W paragnejsach widoczne są pofałdowane foliacje i tekstura migmatytowa. Datowanie izotopowe  (radiometryczne) metodą uranowo-ołowiową (U-Pb) zawartego w paragnejsach cyrkonu wskazuje, że migmatyzacja (ultrametamorfizm) płaszczowiny Åreskutan nastąpiła w okresie 442-441 Ma (Ladenberger et al. 2013), czyli później, niż szczytowa faza metamorfizmu dla całej płaszczowiny Seve (Majka et al. 2014). Pofałdowanie tego regionu i wyniesienie masywu górskiego Åreskutan nastąpiło już we wczesnym dewonie, około 400 Ma.

Cyrkon należy do najstarszych minerałów odkrytych na ziemi; znaczna ich ilość powstała około 3.4 mld lat temu. Jest nośnikiem radioaktywnego uranu (U),  który rozpada się w czasie i przemienia w ołów (Pb), co czyni go narzędziem w geochronologii, pozwala bowiem określić wiek skał, zawierających cyrkon. Należący do tak zwanych krzemianów wyspowych (powstających w bardzo wysokiej temperaturze) cyrkon, obok obok granatu i sylimanitu, znajduje się prawdopodobnie także w skale "Trygława". Gdyby tak było, a co pozostaje do zbadania, można byłoby ustalić bezwzględny wiek "Trygława", za pomocą datowania zawartego w nim cyrkonu metodą U-Pb.

Oto poniżej fotografia zalegającej na wierzchołku Åreskutan warstwy gnejsów migmatytowych (foto: Steinar Fines, Google Earth), wykonana w lipcu 2021. Widok w kierunku zachodnim.

Poniższa ilustracja (foto: Jens Grimmer, 2015), z prowincji Västerbotten (około 300 km na północ od Åreskutan), przedstawia na pierwszym planie zbocze z wyłaniającymi się gnejsami z płaszczowiny Seve, zawierającymi minerały ultramaficzne. Ta mylonityczna skała łupkowa granatowo-łyszczykowa, ekshumowana w tym miejscu z głębi skorupy ziemskiej około 430 milionów lat temu, zewnętrznie zbliżona jest wyglądem do skały Trygława. 

Widoczne są na niej skutki erozji glacjalnej i wietrzenia holoceńskiego. Nie mogą one jednak być brane pod uwagę jako ewentualna wychodnia Trygława, bowiem w okresie ostatniego zlodowacenia strumień lodowy kierował erodowane z tego rejonu skały w kierunku zachodnim, w stronę głębokiego Morza Norweskiego. Ponad warstwą skał Seve, w głębi z lewej strony, górują starsze skały z płaszczowiny Köli.

 

 

Przyjrzyjmy się zestawionym na poniższych fotografiach trzem próbkom paragnejsów, pobranych w paśmie górskim Marsfjället, w prowincji Västerbotten (Bukała et al. 2020). 

Tamtejszy zespół gnejsów (Marsfjället gneiss unit), należący również do kompleksu płaszczowiny Seve, składa się z migmatycznych paragnejsów i amfibolitów z granatami, które przeszły metamorfizm facji amfibolitowej do facji granulitowej. Próbka (a) to bogaty w biotyt i granat paragnejs migmatyczny; próbka (b) to paragnejs migmatyczny bogaty w kwarc, próbka (c) to amfibolit z granatem.

W granacie znajdującym się w paragnejsach kianitowych z Åreskutan zostały zidentyfikowane mikrodiamenty (Klonowska et al. 2017). Występują one w tych skałach, jako inkluzje, również w kianicie i cyrkonie. Badacze ustalili, że powstały one w trakcie metamorfizmu ultra-wysokich ciśnień (MUWC, ang. UHPM) na głębokości około 120 km, w okresie sprzed około 450 Ma, kiedy wynosiło ono 4.1-4.2 GPa (gigapaskali), czyli 41-42 kilobary. Dla porównania, ciśnienie na dnie głębokiego na 11 km Rowu Mariańskiego jest 40-krotnie niższe. Temperatura skał w trakcie MUWC wynosiła 830-840 ºC. Jak już wspomniano wyżej, płaszczowina Åreskutan, wydobywając się z głębokiego metamorfizmu w stronę powierzchni ziemi, w wyniku spadającego ciśnienia, przeszła przez metamorfizm facji granulitowej, który rozpoczął się na głębokości około 40 km, w temperaturze 850-870 ºC, ale przy ciśnieniu już znacznie niższym 1.0-1.1 GPa. Miał on trwać aż do wyjścia skał na powierzchnię ziemi, co miało miejsce około 420 Ma. 

Warto zauważyć, że chociaż "formalny" wiek gnejsów z górnej płaszczowiny Åreskutan odpowiada ich pojawieniu się na powierzchni ziemi (ekshumacja) około 420 milionów lat temu, to naukowcy sądzą, że wiek protolitów - oryginalnych, wyjściowych skał przed ich metamorfizacją, tworzących trzy płaszczowiny góry Åreskutan, a powstałych pierwotnie na podmorskiej krawędzi Bałtyki, sięga neoproterozoiku, czyli że protolity mogłyby być nawet dwukrotnie starsze (Ladenberger et al. 2010).

Spójrzmy poniżej na fotografię zajmujących górną warstwę masywu Helags zmigmatyzowanych gnejsów, dzisiaj mocno zwietrzałych (foto: Eric Norrlander, Google Earth), wykonaną w sierpniu 2019.

Zanim przystąpimy do analizy petrograficznej i mineralogicznej paragnejsów z góry Åreskutan, jak obiecywaliśmy na początku artykułu, zaprezentujmy przesłanki wskazujące na ten sam, jak dla góry Helags, rodowód geologiczny skał. Podczas gdy geologowie wiedzą, że obie góry przeszły podobną historię metamorficzną i pokryte są tą samą płaszczowiną Seve i podobną, zdominowaną przez częściowo zmigmatytyzowane gnejsy litologią, którą wyżej analizowaliśmy, to jednak dotychczasowy zakres badań tego ostatniego masywu jest, jak na dzisiaj, dużo uboższy. 

Ważnym odkryciem, wskazującym na podobieństwo genetyczne skał płaszczowiny Seve, położonej pomiędzy masywami Åreskutan i Helags, jest odkrycie mikrodiamentów (Majka et al. 2014) w masywie Snasahögarna (foto powyżej: Fredrik Söter, czerwiec 2007), bliżej góry Helags, zanim zostały odkryte w Åreskutan. Oto mapa morfologiczna otoczenia tego masywu (źródło: Lantmäteriet).

Na marginesie, odkrycie w 2014 roku przez zespół naukowców Uniwersytetu Uppsala, z dużym udziałem polskich badaczy, mikrodiamentów w gnejsach masywu Snasahögarna wywołało dużą sensację medialną, chodziło wszakże o cenne diamenty, po raz pierwszy odkryte w Szwecji. W wywiadzie dla "Science Nordic" polski naukowiec Jarosław Majka ostudził oczekiwania prasy: "Diamenty te są prawdopodobnie bardziej wartościowe z naukowego punktu widzenia, niż pod względem finansowym".

Oto zestawienie czterech mikrofotografii, wskazujące położenie mikrodiamentu (Dia) w rdzeniu granatu (Grt), w skali 50 mikrometrów, z kolejnymi przybliżeniami, aż do wewnętrznej struktury mikrodiamentu, w skali 500 nanometrów (źródło: Majka et al., 2014).

Poniższa ilustracja jest fotomikrografią fragmentu tak zwanego paragnejsu anatektycznego, z próbki pobranej z rejonu Snasahögarna. W próbkach oznaczono następujące minerały: biotyt (Bt), sylimanit (Sil), kianit (Ky), granat (Grt), Czy skład mineralogiczny tej próbki wykazuje podobieństwa do badanych próbek "Trygława"? Czy "Trygław" zawiera mikrodiamenty? Przypominamy słowa dr. J. Majki - jeżeli są one w "Trygławie", to z uwagi na ich wielkość rzędu kilku mikrometrów, czyli kilka tysięcznych części milimetra, nie miałyby one większej wartości handlowej, natomiast wielkie znaczenie poznawcze, naukowe.

Jak wspomnieliśmy w pierwszej części artykułu, dwoje polskich badaczy, którzy dokonali analizy mikroskopowej próbek "Trygława", mają odmienne zdanie co do występowania w nich sylimanitu (Gumowska 1967 - nie, Dudziak 1970, 1983 - tak). Oboje zidentyfikowali granat, ale żaden z badaczy nie wyodrębnił jednak kianitu.

Chociaż sylimanit i kianit mają identyczny skład chemiczny i są polimorficznymi odmianami krzemianu glinu Al₂SiO₅, to różnią się stopniem krystalizacji. Sylimanit krystalizuje się w wysokich temperaturach (już nawet przy niższych ciśnieniach), podczas gdy kianit - w wysokich ciśnieniach i niższych, niż sylimanit temperaturach, a więc jest na niższym stopniu metamorfizacji, niż sylimanit.  

Z uwagi na różne warunki tworzenia się tych minerałów, rzadko występują one w jednej skale. Obydwa minerały, podobnie jak granat i biotyt (mika ciemna), należą do grupy minerałów wskaźnikowych, pomagających odtworzyć przybliżone warunki ciśnienia i temperatury (tzw. model P-T) podczas metamorfizacji skał. Bardziej skomplikowane modele geologiczne, jakie tworzą naukowcy, obejmują nie tylko zachodzące zmiany w materii skalnej w oparciu o parametry P-T, ale uwzględniają także dynamikę czasowo-przestrzenną tych zmian (tzw. model P-T-t-D), gdzie t - to czas, a D - deformacja skał. Oto przykładowa próbka gnejsu kianitowo-biotytowego, widziana za pomocą mikroskopu elektronowego, z zaznaczoną skalą milimetrową (źródło: Virtual Microscope).

Kolejne badania  (Rosén 2014, Johansson 2017) przybliżyły znajomość genezy i historii geologicznej tego regionu, zwracając uwagę na analogie geologiczne między masywami Åreskutan, Snasahögarna i Helagsfjället. Oto zwietrzałe skały na zboczu Snasahögarna (foto: Tommy Hjort, 12-06-2013).

Przedstawmy poniżej fragment mapy (w granicach Szwecji) z jej pracy z zaprezentowanymi głównymi jednostkami tektoniczno-stratygraficznymi centralnej części skandynawskich kaledonidów.

Poniższa mapa przedstawia położenie omawianych tutaj masywów na tle trzech płaszczowin: Seve, Särv i Köli oraz przebieg dwóch synform (S) i antyformy - antykliny fałszywej (A). Zachodnia synforma (Tännfors) przebiega poprzez masywy Snasahögarna - Tväråklumparna (Tväråklumpen) oraz Helags, w obrębie najbardziej interesującej nas płaszczowiny Seve, podczas gdy wschodnia, krótsza synforma (Åre) obejmuje masyw Åreskutan. Synformy te zwane są synklinami fałszywymi, gdzie najstarsze skały położone są jądrze fałdu wklęsłego. Znajdująca się między synformami antyforma Mullfjället zawiera najmłodsze skały w jądrze fałdu wypukłego. Jasnoniebieskim kolorem oznaczone są jeziora, połączone systemem rzek. Kolorem jasnoszarym, na styku z tarczą fennoskandzką, oznaczony jest zasięg tak zwanego frontu kaledońskiego, czyli granicy oddziaływania orogenezy kaledońskiej na tarczę fennoskandzką.

Z powyższych rozważań wynika, że zawarte w masywach górskich Åreskutan i Helags paragnejsy przeszły w czasie orogenezy kaledońskiej przez metamorfizm wysokich ciśnień i wysokich temperatur, czyli przez podobne procesy, jakich skutek widoczny jest w teksturze migmatytowej w oraz składzie mineralogicznym "Trygława". Przypomnijmy z pierwszej części artykułu, że skała "Trygława" opisywana była między innymi jako "gnejs iniekcyjny", czyli gnejs z wstrzykniętą w jego gnejsowate płaszczyzny magmą - co zbliżyłoby ją do migmatytu - mieszanej skały wulkaniczno-metamorficznej. Jest też inna opinia, że skała "Trygława" to już nie gnejs, a wręcz migmatyt (Tylmann et al. 2017). Zauważmy jednak, że w skałach płaszczowiny Åreskutan znajdują się tak gnejsy, jak i migmatyty (zmigmatytyzowane gnejsy). 

Spójrzmy na zewnętrzne podobieństwo, które samo w sobie "jeszcze nic nie znaczy", pomiędzy skałą "Trygława", a oryginalną, ściętą przez lodowiec (widok z kierunku ścinania, z widocznymi rysami, zadziorami i wygładami), ścianą skalną zachodniego zbocza góry Åreskutan (Gottlander 2015).

Porównajmy informacje, jakimi dysponujemy, o składzie chemicznym gnejsów z gór Åreskutan i Helags z paragnejsem z Tychowa. W warunkach wysoko zmetamorfizowanej skały, jakim jest gnejs, zawartość składników chemicznych w określonych proporcjach pozwala na identyfikację jej skały pierwotnej, macierzystej. Oto te składniki, udział wagowy w skale, w procentach (próbki: Åreskutan II / Helags / Tychowo): SiO₂ = 63.47/82.40/x, SiO₄ = x/x/73.76, Al₂O₃ =16.70/8.52/12.95, Fe₂O₃ = 8.49/x/0.60, FeO = x/2.17/2.90, TiO₂ = 1.09/0.42/0.35, CaO = 0.45/1.71/3.45, MgO = 3.20/0.65/1.61, K₂O = 4.00/1.18/0.97, Na₂O = 0.93/1.87/2.92, MnO = 0.15/0.10/x, P₂O₅ = 0.12/x/0.14 (Klonowska 2012, Gumowska 1967). 

Oto fotografia gnejsu migmatycznego z próbki IK18-11, pobranej z zachodniego zbocza Åreskutan (Klonowska et al, 2017b). Oznaczenia: granat subedryczny (Grt), biotyt (Bt), skaleń potasowy (Kfs) i kwarc (Qz). Granat subedryczny (z częściowo wykształconymi kryształami) wykazuje tylko pewne cechy swojego prawdziwego kryształowego pokroju i nie jest zupełnie wykształcony. Nie da się w nim rozróżnić granic poszczególnych kryształów, ponieważ krystalizują się one w przestrzeni pozostałej pomiędzy wcześniej powstałymi minerałami.

Zauważamy, że skład chemiczny tych trzech skał jest zbliżony, gdzie zawartość krzemianów (SiO₂, SiO₄). - głównego składnika, oraz związków magnezu (MgO) sytuuje "Trygława" pomiędzy Åreskutan a Helags; natomiast zawartość glinu (Al₂O₃), związków żelaza (Fe₂O₃, FeO), wapnia (CaO), tytanu (TiO₂), potasu (K₂O), sodu (Na₂O), manganu (MnO) i fosforu (P₂O₅) w gnejsie z Helags mieści się pomiędzy wielkością Åreskutan a Tychowem.

Skały te wykazują między sobą znaczne podobieństwo, co oznacza, że przeszły one przez podobne, a być może te same procesy metamorficzne. Pochodzenie (parageneza) tych trzech gnejsów wydaje się pelityczne, czyli ich skałą pierwotną (protolitem) były morskie, bagniste osady klastyczne, zasobne w glin, jakimi są łupki ilaste. Wskazuje na to wysoka w nich zawartość tlenku glinu, na poziomie typowym dla łupków ilastych. Większa zawartość glinu, żelaza i manganu w skale wiąże się zwykle z jej przynależnością do głębszych, tworzących się w warunkach beztlenowych, osadów zgromadzonych bliżej zachodniej krawędzi płyty tektonicznej Bałtyki. 

Pojawiły się kolejne wyniki badań gnejsu z płaszczowiny Åreskutan (Li, Botao et al. 2020), do których nie ma jednak otwartego dostępu. Autorzy podają w streszczeniu, że "Badany średnioziarnisty i dobrze ulistniony gnejs zawiera kwarc, biotyt, granat, skaleń K, plagioklaz i białą mikę potasową z dodatkowymi cyjanitem, sylimanitem, rutylem, ilmenitem i monacytem".

Podjęta w tym artykule wstępna analiza wskazuje na  prawdopodobieństwo pochodzenia skały "Trygława" z płaszczowiny Seve. Konieczne byłyby dalsze badania o właściwościach fizyko-chemicznych "Trygława" oraz w kierunku określenia bezwzględnego wieku tej skały.

Post scriptum:

Chcę tutaj skromnie wyrazić nadzieję, że jeden z najciekawszych i najbardziej wartościowych pomników geologicznych w Polsce, jakim jest głaz narzutowy "Trygław", doczeka się w najbliższych latach pierwszych, poważnych badań, na jakie winna się zdobyć polska nauka.

Z uwagi na dotychczasowy dorobek w dziedzinie geologii i najwyższą z polskich uczelni pozycję w nauce światowej, najbardziej predystynowaną placówką naukową do podjęcia się tego zadania byłaby Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica w Krakowie (AGH). Uczelnia ta współpracuje z wieloma ośrodkami badawczymi na świecie, w tym z Uniwersytetem w Uppsala. To na tym uniwersytecie w 2017 roku obroniła pracę doktorską utalentowana polska badaczka, Iwona Klonowska. W 2019 roku została ona, obok Larsa Holmera, laureatką nagrody szwedzkiego Towarzystwa Geologicznego - Geologiska Föreningen. Oto fragment publikacji na stronie tej zasłużonej, powstałej w 1871 roku, placówki naukowej.

W swoich, zapoczątkowanych w 2014 roku odkryciach w zakresie przebiegu procesów metamorfizacji skał w obrębie masywu Åreskutan, należących do tak zwanego kompleksu płaszczowiny Seve, badaczka wykazała, że te silnie przetworzone skały mogły podlegać metamorfizmowi w warunkach bardzo wysokich ciśnień. Jej idea była wówczas zupełnie nową i kontrowersyjną, ale stanowiła podstawę do dalszych eksploracji tematu także przez innych badaczy. Doprowadziło to do kilku odkryć metamorficznych skał wystawionych na działanie ultrawysokiego ciśnienia na prawie całej rozciągłości pasma płaszczowiny Seves w Górach Skandynawskich, a także do odkrycia tam mikrodiamentów.

W wyniku badań Iwony Klonowskiej można było przedstawić zupełnie nową koncepcję tektoniczną dla tej części pasma górskiego. Jej artykuły na ten temat w "Journal of Metamorphic Geology" są jednymi z najczęściej cytowanych w ciągu ostatnich lat, w tym wysoko ocenianym czasopiśmie. Obecnie kontynuuje pracę naukową na Uniwersytecie w Syracuse, USA.

Literatura:

Barnes, Chris et al. 2017 - "Enticed by the punschrulle: Preliminary investigation of the Seve Nappe Complex’s incorporation into the Scandinavian Caledonides via ‘vacuum-cleaner’ exhumation".

Bender, Hagen et al. 2018 - "Metamorphic Zonation by Out-of-Sequence Thrusting at Back-Stepping Subduction Zones: Sequential Accretion of the Caledonian Internides, Central Sweden", Tectonics, Vol. 37, Issue 10.

Bender, Hagen 2019 - "Assembly of the Caledonian Orogenic Wedge, Jämtland, Sweden", Stockholm University.

Bingen, Bernard et al. 2020 - "The Sveconorwegian orogeny",  International Association for Gondwana Research, Elsevier.

Bukała, Michał et al. 2020 - "U-Pb Zircon Dating of Migmatitic Paragneisses and Garnet Amphibolite from the High Pressure Seve Nappe Complex in Kittelfjäll, Swedish Caledonides", Minerals, Vol. 10, Issue 4.

Gee, David L. et al. 2010 - "Collisional Orogeny in the Scandinavian Caledonides (COSC) ", Journal of the Geological Society of Sweden, Vol. 132(1).

Gottlander, Johanna 2015 - "Small-Scale Shear Zones and Deformation in Migmatite on Mt. Åreskutan", Uppsala Universitet.

 

Grimmer, Jens et al. 2015 - "Early- to mid-Silurian extrusion wedge tectonics in the central Scandinavian Caledonides", Karlsruhe Institute of Technology.

Holmberg, Johanna 2017 - "Pressure-Temperature-time Constraints on the Deep Subduction and Emplacement of the Seve Nappe Complex in Jämtland and Southern Västerbotten, Scandinavian Caledonides", Uppsala Universitet.

Johansson, Sara 2016 - "The Metamorphic History of the Helags Mountain Area, Scandinavian Caledonides", Uppsala Universitet.

Johnsen, Timothy F. 2010 - "Late Quaternary ice sheet history and dynamics in central and southern Scandinavia", Stockholm University.

Kleman, Johan et al. 2008 - "Patterns of Quaternary ice sheet erosion and deposition in Fennoscandia and a theoretical framework for explanation", Geomporphology, Vol. 97.

Klonowska, Iwona 2012 - "Metamorphic Evolution of the Seve Nappe Complex in the Scandinavian Caledonides of West-Central Sweden", Akademia Górniczo-Hutnicza, Kraków.

Klonowska, Iwona et al. 2014 - "Pressure temperature evolution of a kyanite-garnet pelitic gneiss from Åreskutan: evidence of (U)HP metamorphism of the Seve Nappe Complex, west-central Jämtland, Swedish Caledonides", Geological Society, Vol. 390.

Klonowska, Iwona et al. 2017 - "Microdiamond on Åreskutan confirms regional UHP metamorphism in the Seve Nappe Complex of the Scandinavian Caledonides", Journal of Metamorphic Geology, Vol. 35.

Klonowska, Iwona et al. 2017b - "Across the Caledonian suture: UHP gneisses of the Middle Allochton and ultra-mafic rocks of the Upper Allochton in central Jämtland", 12th International Eclogite Conference "High- and ultrahigh-pressure rocks-keys to lithosphere dynamics through geologic time", Åre, Sweden, August 26-29, 2017.

Ladenberger, Anna et al. 2010 - "The origin and metamorphic history of the Seve nappes: Åreskutan Nappe, Central Caledonides, Sweden", Abstracts and Proceedings of the Geological Society of Norway, Norsk Geologisk Forening, Nr 1.

Ladenberger, Anna et al. 2013 - "Tectonometamorphic evolution of the Åreskutan Nappe - Caledonian history revealed by SIMS U-Pb zircon geochronology", Geological Society, Vol. 390.

Li, Botao et al. 2020 - "Evolution of a gneiss in the Seve nappe complex of central Sweden – Hints at an early Caledonian, medium-pressure metamorphism", Lithos, Volumes 376–377, 1 December 2020.

Li, Botao et al. 2021 - "Pressure-Temperature Evolution of a Mylonitic Gneiss from the Lower Seve Nappe in the Handöl Area, Central Sweden", Journal of Earth Science, Vol. 32, Issue 6.

Li, Yuan et al. 2021 - "Timing of deformation, metamorphism and leucogranite intrusion in the lower part of the Seve Nappe Complex in central Jämtland, Swedish Caledonides", GFF (Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar), Vol. 143, Issue 1.

Majka, Jarosław et al. 2012 - "Multiple monazite growth in the Åreskutan migmatite", Journal of Geosciences, Vol. 57.

Majka, Jarosław et al. 2014 - "Microdiamond discovered in the Seve Nappe (Scandinavian Caledonides) and its exhumation by the "vacuum-cleaner" mechanism", Geology, Vol 42 (12).

Rosén, Åke 2014 - "Metamorphic Evolution of the Middle Seve Nappe in the Snasahögarna area, Scandinavian Caledonides",  Uppsala Universitet.

Tylmann, Karol et al. 2017 - "Analiza przydatności eratyków Pomorza w badaniach chronologii recesji ostatniego lądolodu skandynawskiego metodą izotopów kosmogenicznych", Acta Geographica Lodziensia, Tom 106.

Walczak, Katarzyna et al. 2022 - "Zircon age depth-profiling sheds light on the early Caledonian evolution of the Seve Nappe Complex in west-central Jämtland", Geoscience Frontiers, Vol. 13.

Yan, Ping et al. 2017 - "A magnetotelluric investigation of the Scandinavian Caledonides in western Jamtland, Sweden, using the COSC borehole logs as prior information", Geophysical Journal International, Vol. 208.