Строение и история развития литосферы

Коллектив авторов

Цирконы из наиболее древней неоархейской популяции (D6) потенциально могут происходить из древних кристаллических комплексов Фенноскандии (известные возраста 2.60–3.5 млрд лет (Слабунов, 2008), Волго-Уралии (известные возраста 2.60–3.2 млрд лет) и Сарматии (известные возраста 2.50–3.5 млрд лет (Ронкин и др., 2007; Ronkin et al., 2007; Bogdanova et al., 2008). Наиболее вероятным источником «сиенитовых» цирконов является область Кейви (Keivy) в Кольской провинции Фенноскандии, где описан комплекс щелочных гранитоидов, габбро-анортозитов, залегающих среди крупно кристаллических кианит-ставролит-гранатовых сланцев с возрастом 2.63–2.75 млрд лет (Слабунов, 2008). Отметим, что наиболее древние известные датировки для Фенноскандии, достигающие 3.5 млрд лет (область Сиуриа), для Волго-Уралии – 3.5 млрд лет (тараташский комплекс одноименного выступа, Башкирское поднятие) и для Сарматии – 3.8 млрд лет (аульский комплекс Средне-Приднепровского блока Украинского щита),

не проявились ни в возрастах цирконов (<3.00 млрд лет), ни в модельных возрастах цирконов (<3.36 млрд лет) из джежимской свиты.

Недавно проведенные исследования неопротерозойских осадочных толщ на п-ве Варангер (Nicoll et al., 2009), так же как и в джежимской свите Южного Тимана, выявили доминирование двух групп возрастов в детритных цирконах: палеопротерозойских, соотносимых с ассамблированием Балтики из Фенноскандии, Сарматии и Волго-Уралии, и (в меньшей степени) неоархейских, соотносимых со становлением Фенноскандии. При этом в изученных неопротерозойских осадочных толщах и Южного Тимана, и Варангера фактически отсутствуют цирконы с возрастами 2.1–2.4 млрд лет.

Таким образом, представленные в современной структуре Тимана красноцветные песчаники и алевропесчаники джежимской свиты (юго-западные протоуралиды-тиманиды) сформировались в позднем докембрии за счет продуктов разрушения древнего остова Балтики на ее пассивной континентальной окраине. Слабо представленные в детритных цирконах гренвильские события (1.0–1.3 млрд лет), поздние фазы аккреционного (1.2–1.5 млрд лет) и рифтогенного тектогенеза на западе (например, бимодальный магматизм с возрастом 1.0–1.3 млрд лет, проявленный в Овручском грабене) и рифтогенеза на востоке (магматизм машакского и кусино-копанского комплексов с возрастом 1.35–1.388 млрд лет) Балтики вместе с другими данными свидетельствуют о том, что в седиментационном бассейне, располагавшемся вдоль Тиманского края Балтики накапливались продукты размыва преимущественно из ее центральных и северо-восточных частей.

Режим пассивной окраины вдоль тиманского края Балтики продолжал существовать вплоть до самого конца венда, а возможно, и до начала кембрия. В настоящее время данных, по которым можно было бы уточнить время окончания режима пассивной окраины на Тиманском краю древнего острова ВЕП (то есть, время вовлечения Тиманского края Балтики в орогенические процессы, о которых будет сказано ниже), очень мало. Известные датировки гранитов в фундаменте Печорской плиты (Припечорско-Илычской-Чикшинской зоне) не могут уточнить время коллизии Балтики и Арктиды, так как различные эпизоды гранитного магматизма происходят до коллизии, во время коллизии и в пост-коллизионных обстановках. Более точные оценки могли бы дать массовые исследования детритных цирконов из позднеэдиакарских и раннекембрийских осадочных толщ северо-восточной периферии ВЕП, по которым можно было бы зафиксировать возникновение нового источника сноса, в нашем случае – комплексов Большеземельской окраины Арктиды. Но пока такие данные очень скудные. Наиболее молодой циркон из джежимской толщи отдатирован возрастом – 1175 млн лет, а из поздневендских толщ п-ва Варангер – 888 млн лет. Это означает, что и во время накопления верхнерифейской джежимской свиты Южного Тимана, и во время накопления верхнерифейско-верхневендских толщ п-ва Варангер продукты разрушения протоуралид-тиманид северо-восточного типа в палеоструктуры обрамления Балтики еще не поступали. Эти палеоструктуры продолжали развиваться в режиме близком к режиму пассивной континентальной окраины и в их пределах шла аккумуляция лишь продуктов размыва Балтики. Следовательно, начало протоуральско-тиманского тектогенеза не могло начаться раньше позднего венда.

Район Зимнего Берега Белого моря известен обильными находками эдиакарской биоты (Martin et al., 2000; Fedonkin et al., 2007 и ссылки в этих работах). Здесь, в разрезе зимнегорской свиты самых верхов венда, фрагменты разреза, представленные переслаиванием песчаников, алевролитов и аргиллитов с обильными находками эдиакарской биоты, расслоены несколькими маломощными горизонтами пепловых туфов. Из этих туфов были извлечены цирконы, для которых был получен изотопный возраст 555.4±1.7 млн лет (Martin et al., 2000) и 550±4.4 млн лет (Lannos et al., 2005). Некоторые исследователи (например Т.Н. Хераскова и ее единомышленники) полагают, что это могут быть удаленные продукты вулканической деятельности, проявлявшейся в Тиманском орогенном сооружении, которое мы именуем орогеном Протоуралид-Тиманид. Однако эти пепловые и туфовые горизонты прослеживаются по скважинам от Зимнего Берега через всю ВЕП до Волынско-Подольско-Полесского региона (Западная Украина, Восточная Польша, Белоруссия), где самом конце докембрия известны обильные проявления вулканизма – Волынский вулканогенный комплекс (ВВК). ВВК представляет собой довольно мощную толщу, сложенную вулканогенными (базальты, андезиты, дациты и риолиты) и вулканогенно-осадочными породами – туфами (местами заметно доминирующими в разрезе толщи) широкого спектра составов и гранулометрии (Кузьменкова, 2007 и др.). В настоящее время продукты этого вулканизма хорошо геохронологически изучены Rb/Sr изохронным методом и U/Pb датированием цирконов. Показано, что он формировался в несколько стадий, для самой ранней получена оценка возраста 549±29 млн лет (Шумлянский, Носова, 2008; Shumlyanskyy et al., 2009a).

С учетом этих данных практически не может быть сомнений в том, что именно продукты поздневендских извержений (особенно их кремнекислые разности), слагающие мощную толщу ВВК в пределах Волынско-Подольско-Полесского региона юго-западной части Балтики, являются источником туфовых и пепловых прослоев, известных по скважинам и в редких обнажениях в разрезах слоистых толщ этого возраста во многих районах ВЕП, и в том числе и в районах юго-восточного Беломорья, и в частности, на Зимнем Берегу.

В работе (Llannos et al., 2005) при датировании пепловых прослоев среди продатированных цирконов оказались 4 обломочных (детритных) зерна, которые показали возраста от 1.33 до 1.93 млрд лет. Конечно же, 4 детритных циркона из поздневендских туфов – это крайне мало для статистики, но тем не менее ни один из цирконов не показал возрастов, характерных для кристаллических комплексов протоуралид-тиманид северо-восточного типа (см. рис. 6). Это означает, что пока нет никаких оснований предполагать, что вплоть до самого конца венда (до времени накопления толщ с эдиакарской биотой, включительно) на Тиманский сегмент Тиманско-Уральской пассивной окраины Балтики поступали продукты размыва из какого-нибудь другого источника помимо источников, располагавшихся в пределах самой Балтики.

5. Детритные цирконы из северо-восточных протоуралид-тиманид (запад Полярного Урала, поднятия Енгане-Пэ) и их сравнение с популяциями детритных цирконов из позднедокембрийских и раннепалеозойских комплексов Пери-Гондваны. Результаты изучения детритных цирконов из енганепейской толщи

Поднятие Енганэ-Пэ располагается в зоне сопряжения Полярного Урала с северо-восточной частью Печорской плиты. Нестратифицированные образования протоуралид-тиманид здесь представлены неравномерно меланжированными породами офиолитовой ассоциации (Scarrow et al., 2001), слагающей протяженную Манюкуяхинскую полосу серпентинитового меланжа, вмещающего разноразмерные блоки габброидов и плагиогранитоидов (Соболева и др., 2008). Стратифицированные комплексы представлены двумя местными стратиграфическими подразделениями – бедамельской серией и енганэпэйской толщей верхов верхнего докембрия. Одно из них (бедамельская серия) сложено вулканогенными (базальты, андезиты, дациты и риолиты) и вулканогенно-осадочными породами, местами метаморфизованными до уровня зеленосланцевой фации. В сложении другого комплекса (енганэпэйской толщи) доминирующую роль играют углеродистые алевролиты, алевроаргиллиты, глинисто-кремнистые породы, кварцево-обломочные и субаркозовые песчаники с редкими горизонтами разнообломочных полимиктовых конгломератов (Мизин, 1988; Душин, 1997). В породах толщи местами отмечена туфогенная примесь. Из сероцветных существенно кварцевых (с незначительной граувакковой составляющей и сингенетической туфогенной примесью) песчаников на севере поднятия Енганэ-Пэ (в скальных обнажениях правого берега ручья Туманный невдалеке от места его впадения в р. Манюкуяха (67°21’30.51’’ с. ш; 064°47’54.21’’в.д.) была отобрана проба (033).

Всего было изучено 48 зерен цирконов, один результат забракован в связи с сильной дискордантностью. Остальные цирконы четко разделились на две популяции «А» (~65 % цирконов) и «Б» (~35 % цирконов) с возрастами – 760–675 млн лет и – 670–590 млн лет соответственно. Одно зерно показало мезопротерозойский (середина среднего рифея) возраст (1143±20 млн лет) (рис. 9).

Рис. 9. График частот встречаемости (гистограмма) U/Pb-изотопных возрастов детритных цирконов (47 анализов) из песчаников енганэпэйской толща, поднятие Енганэ-Пэ, запад Полярного Урала.

Изучение Lu/Hf-системы в цирконах дало оценки модельного возраста цирконов популяции «А» ~0.84–1.76 млрд лет. Для цирконов популяции «Б» характерна относительно большая однородность Lu/Hf-параметров и, следовательно, умеренный вклад рециклинговой коры в субстрат материнских пород. Модельный возраст оценен ~1.28 млрд лет. Наиболее древний хорошо «окатанный» кристал с конкордантым U/Pb-возрастом 1143±20 млн лет характеризуется значением _Hf+2.3 и модельным возрастом 1.76 млрд лет (рис. 10), совпадающим с максимальным модельным возрастом для популяции «А».

Рис. 10. Модельные возраста субстрата для цирконов из песчаников енганэпэйской толщи, поднятие Енганэ-Пэ, запад Полярного Урала.

Микроэлементный состав цирконов свидетельствует о том, что большинство (~55 %) цирконов происходит из «диоритов» (26 зерен), 11 зерен (~25 %) из «гранитов», только 5 зерен (~8 %) из «базитов» и одно мезопротерозойское зерно происходит из «сиенита». Три зерна не были классифицированы. Таким образом, большинство цирконов (>80 %) произошло из «гранитов», «диоритов» или их вулканических эквивалентов, при превалировании «диоритового» источника. Следует отметить, что нет никаких очевидных корреляций между возрастами цирконов и типом их материнских пород, однако заметим, что нет «гранитных» цирконов с возрастами больше 700 млн лет.