Строение и история развития литосферы

Коллектив авторов

Рис. 6. График частот «встречаемости» возрастов кристаллических пород (гранитоидов, вулканитов, метаморфитов), участвующих в строении комплексов протоуралид-тиманид северо-восточного типа.

В отдельных случаях акцессорные цирконы из протоуральских метаморфических пород и гранитоидов I– и S-типа содержат внутри себя ксеногенные ядра (inherited cores) древних цирконов. Например, в гранитах Вангырского массива установлено унаследованное цирконовое ядро с возрастом 1224±9 млн лет (Кузнецов, Удоратина, 2007). Возраста унаследованных цирконовых ядер с возрастами в диапазоне от ~0.9 до ~2.7 млрд лет установлены в гранитоидах фундамента Печорской плиты (Gee et al., 2000). В гранитах из кластов в диамиктитах мыса Линнея (Земля Норденшельда, средняя часть западного побережья о. Шпицберген) – получены возраста 937±10 млн лет (4 анализа), 1448±340 и 1732±34 млн лет (1 анализ) и 2103±16 млн лет (2 анализа) (Larionov, Tebenkov, 2004).

В очковых гнейсах серии исиспинтен (Isispynten Gr.) восточного берега о. Северо-Восточная Земля (Johansson et al., 2004) в промежуточных зонах сложноустроенных кристаллов циркона оторочки отдатированы (²⁰⁶Pb/²³⁸U) протоуральско-тиманскими значениями 668±13, 622±12 и 687±14 млн лет (проба $98:130, ан. 2а, 7а и 12а, соответственно), трактуемыми как время проявления метаморфизма. В оболочке одного из цирконов установлен возраст (²⁰⁶Pb/²³⁸U) – 943±18 млн лет (ан. 14b), а в центральной части (в ядре) – возраст (²⁰⁶Pb/²³⁸U) – 1337±26 млн лет (проба $98:130, ан. 14а) Таким образом, в очковых гнейсах серии исиспинтен помимо «протоуральско-тиманских» записаны гренвильские и еще более древние эндогенные события. Кроме того, для красных очковых гнейсов на острове Паррвова в одном из зональных кристаллов циркона краевая часть охарактеризована значением ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст – 574±8 млн лет (проба $98:122, ан. 15b), а ядро этого кристалла характеризуется значениями ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст – 1331±17 млн лет (ан. 15а). А в серых очковых гнейсах с острова Паррвова кайма одного из зональных кристаллов циркона датирована (²⁰⁶Pb/²³⁸U) значением – 522±7 млн лет (проба $98:123, ан 1b), а ядро этого кристалла охарактеризовано (²⁰⁶Pb/²³⁸U) значением 997±14 млн лет (ан. 1а) (Johansson et al., 2004).

Наличие в цирконах из протоуральско-тиманских гранитоидов и метаморфических пород Тимано-Печорско – Баренцевоморского региона и севера Урала древних ксеногенных ядер является доказательством существования мезопротерозойской и более древней континентальной коры, из которой сформировались протоуральско-тиманские гранитоиды и метаморфические породы. На древний возраст основания протоуралид-тиманид северо-восточного типа указывает и полученный В.А. Душиным (2004) Sm-Nd модельный возраст прорывающих их в пределах одного из выступов протоуралид-тиманид на Пайхое мезозойских лампроитов и трахитов, который составляет более 2.5 млрд лет. Кроме того, на древний возраст коры под северо-восточной частью орогена Протоуралид-Тиманид указывают результаты Lu/Hf-изотопно-геохимических исследований детритных цирконов из песчаников енганэпэйской толщи поднятия Енганэ-Пэ на Полярном Урале (см. ниже), которые дают модельные возраста субстрата материнских по отношению к этим цирконам изверженных пород 1.76–0.84 млрд лет.

3. Геохронологические, геохимические и изотопные исследования детритных цирконов из протоуралид-тиманид

Многие аспекты геологии протоуралид-тиманид к настоящему времени хорошо изучены классическими методами, например, соотношения отдельных стратиграфических последовательностей различного масштаба, их литологические и биостратиграфические характеристики, степень метаморфизма и изотопно-геохронологические характеристики и т. д. (Оффман, 1961; Оловянишников, 1998; Маслов и др., 2002; Maslov, 2004; Lorenz, 2005; Kuznetsov et al., 2007 и др.). Однако протоуралиды-тиманиды до последнего времени оставались практически не изученными таким современным методом, как геохимическое и изотопное исследование детритных цирконов из осадочных толщ, который может дать важную информацию, позволяющую уточнять возраст самой толщи, делать заключения об источниках сноса и условиях ее формирования, тестировать тектонические модели путем сравнения аналогичных характеристик различных комплексов и др. В настоящее время в мире число таких исследований лавинообразно нарастает, в том числе и в Арктике. При проведении исследований по программам МПГ нами, в частности, были изучены детритные цирконы из комплексов юго-западных и северо-восточных протоуралид-тиманид, соответственно из Южного Тимана (увал Джежим-Парма) и западного склона Полярного Урала (поднятия Енгане-Пэ). Подробное описание места отбора проб, детали методики и аналитические данные приведены в (Кузнецов и др., 2008, 2009а, в, 2010), здесь лишь будут изложены самые главные результаты этих исследований и основанные на них выводы. Аналитические исследования были выполнены в Центре GEMOC (Университет Маквори, Сидней) по методике «TerraneChron^TM», включающей: (1) U/Pb датирование цирконов, (2) изучение Lu/Hf изотопной системы цирконов, (3) получение оценок модельного возраста (T^CDM), трактуемого как минимальный возраст субстрата «материнской» магмы, из которой кристаллизовался циркон, (4) определение содержания элементов-примесей в цирконах, позволяющее судить о типе «материнских» пород циркона.

4. Детритные цирконы из юго-западных протоуралид-тиманид (Южный Тиман, увал Джежим-Парма)

На юге Тимана, на холмистом увале Джежим-Парма из-под чехла рыхлых кайнозойских отложений в нескольких местах выступают позднедокембрийские образования, представленные красноцветными песчаниками и алевропесчаниками верхнерифейской (Оловянишников, 1998) джежимской свиты, а также близкоодновозрастными им известняками (местами доломитизироваными) и алевроаргиллитами павъюгской свиты. В карьере (61°47’11,5’’с.ш., 54°06’35,2’’в.д.) Азывожского месторождения строительного камня из джежимских

красноцветных косослоистых кварцевых песчаников и алевропесчаников с отчетливо выраженными волновыми знаками были отобраны пробы (301А и 301, соответственно) для изучения детритных цирконов.

U/Pb-возраста цирконов из проб (61 зерно) варьируют от 1.175 до 2.972 млрд лет (рис. 7). Большинство цирконов имеет палеопротерозойский возраст, 4 зерна – мезопротерозойский возраст и 7 зерен – неоархейский. Четыре результата (301А-16, 301A-12, 301A-57C, 301-47C) по разным причинам «забракованы» и не интерпретируются. Удовлетворительные данные о содержании в цирконах редких и рассеянных элементов получены лишь для 47 из 61 изученных зерен. Микроэлементный состав цирконов свидетельствует о происхождении 34 зерен из гранитных пород (22 – из пород с содержанием SiO₂ 70–75 % – «гранитов», 12 – из пород с со держанием SiO₂ < 65 % – «диоритов») или их вулканических эквивалентов, 5 – из пород сиенитового состава («сиенитов») и 8 – из пород основного состава («базитов»).

Рис. 7. График частот встречаемости (гистограмма) U/Pb-изотопных возрастов детритных цирконов (61 анализ) из песчаников и алевролитов джежимской свиты, Южный Тиман. Номера (301А-16, 301A-12, 301A-57, 301-47) маркируют цирконы, для которых были получены некондиционные результаты (C – ядро, R – оболочка циркона). Над гистограммой показаны временные интервалы: черными полосками – коллизионных событий ассамблирования Балтики (Щипанский и др., 2007; Bogdanova et al., 2008 и др.); серыми полосками – аккреционные фазы (Готская, Телемаркская, Данополонская (Bogdanova et al., 2008) и другие безымянные тектоно-магматические эпизоды (Roberts et al., 2009) на западном краю Балтики; светлосерыми полосками – выплавления Коростеньского плутона (помеченные буквой К), Овручского (О), Навышского (Н) и Машакского (М) рифтогенных эпизодов, Кусинско-Копанского комплекса (КК), а так же AMCG и A-гранитов (помеченные «AMCG & A-граниты»); штрихованными прямоугольниками – архейских комплексов Фенноскандии, Волго-Уралии и Сарматии (по: Слабунов, 2008; Bogdanova et al., 2008 и др.).

Изучение Lu/Hf-изотопной системы цирконов (удовлетворительные результаты получены для 47 из 61 зерен) выявило широкий разброс значений _Hf от положительных значений вплоть до значений (+8), характерных для деплетированной мантии, до отрицательных значений (-15), свидетельствующих о вовлеченности в процесс формирования цирконов корового субстрата. Модельные возраста (T^CDM), установленные на основании анализа параметров Lu/Hf-изотопной системы в цирконах, дали разброс значений от 1.40 до 3.24 млрд лет (рис. 8). При этом для некоторых изученных цирконов возраста самих цирконов и модельные возраста субстрата оказались практически совпадающими (близкое расположение фигуративных точек к линии DM на графике определения модельного возраста). А это свидетельствует о том, что кора, из которой выплавилась магма, родоначальная по отношению к «материнским» породам изученных цирконов, была ювенильной. Другие цирконы содержат значительные количества радиогенного материала Lu/Hf-изотопной системы, что свидетельствует о существенном вкладе материала ремобилизованной древней коры в субстрат «материнских» по отношению к этим цирконам магматических пород.

Рис. 8. Модельные возраста субстрата для цирконов из джежимской свиты, Южный Тиман. Серые эллипсы маркируют популяции D1-D6, обсуждаемые в тексте. DM – линия деплетированной мантии, CHUR – хондритового резервуара.

Сопоставление полученных возрастных характеристик детритных цирконов из джежимской свиты и времени проявления известных магматических и тектоно-метаморфических эпизодов эволюции ВЕП показывает, что они хорошо коррелируются (рис. 7). Прежде всего, подавляющее число возрастов детритных цирконов (популяции D3–D4) попадает в интервал ~1.70–2.15 млрд. лет, то есть на время «собирания» Балтики. В это время при столкновении Сарматии и Волго-Уралии (формирование Волго-Сарматии), а затем и при столкновении Волго-Сарматии с Фенноскандией в коллизионных орогенах «выплавлялись» большие объемы гранитоидных пород и сформировались одновозрастные им метаморфические комплексы. Кроме того, на окраине Сарматии в этот период функционировало надсубдукционное сооружение – ороген аккреционного типа с надсубдукционным магматизмом и метаморфизмом (Bogdanova et al., 2008 и ссылки в этой работе).

Возраста самых молодых цирконов (популяция D1) не соответствуют никаким крупным хорошо известным для Балтики тектоно-магматическим событиям. Однако ювенильные «базитовый» и «сиенитовый» цирконы этой популяции могут соответствовать внедрениям мантийного вещества на самых ранних стадиях Гренвильской орогении, либо (с большей долей вероятности) машакскому рифтогенному эпизоду (магматические комплексы которого в настоящее время экспонируются на западе Южного Урала в Башкирском поднятии) на востоке Балтики. Два «диоритовых» циркона могут происходить из магмато/метаморфических комплексов мелких тектоно-магматических эпизодов этого возраста на западе Балтики или из гренвиллид.

«Гранитные» и «диоритовые» цирконы популяции D2 с модельными возрастами 1.82–2.12 млрд лет могут происходить из пород, сформированных в течение аккреционных событий на окраине Балтики (Готская фаза), либо (для «гранитных» цирконов) являться продуктом разрушения гранитов рапакиви, широко развитых в СЗ части ВЕП. Некоторые из «базитовых» и «гранитных» цирконов популяции D3 могут происходить из Коростеньского плутона (север Сарматии), сложенного габброидами, анортозитами и рапакивиподобными гранитами. Однако все цирконы этого возраста не могут происходить из Коростеньского массива, так как в этом случае не возможно дать объяснение одинаковому модельному возрасту (~2.12 млрд лет) субстрата и «гранитоидов», и «базитов».