Строение и история развития литосферы

Коллектив авторов

И возраста, и модельные возраста описанных в предыдущем разделе статьи детритных цирконов из юго-западных (Джежим-Парма) и северо-восточных (Енганэ-Пэ) протоуралид-тиманид отличаются коренным образом. По модельному составу материнских по отношению к цирконам пород в северо-восточных протоуралидах-тиманидах превалируют «диоритовые» породы, а в юго-западных – «гранитные». Ни одного древнего циркона (палеопротерозой и старше) не было найдено в енганепэйской толще, и, что даже более важно, не получено никаких модельных возрастов старше 1.8 млрд лет. Это означает, что осадочные породы енганэпейской толщи не могли сформироваться за счет размыва Балтики, в фундаменте которой широко представлены комплексы с возрастами 1.7–2.1 млрд лет и старше. К тому же, тектоно-магматические события с возрастами 0.60–0.75 млрд лет (возраста цирконов популяций «А» и «Б») не известны для северо-восточных частей Балтики, и в целом совершенно не характерны для Балтики.

Возраста всех цирконов из енганепэйской формации старше, чем поздние фазы гранитоидного магматизма орогена Протоуралид-Тиманид (~550–500 млн лет) (Gee et al., 2000; Кузнецов, 2005а, б, 2006; Кузнецов, 2009а,

в; Kuznetsov et al., 2007), следовательно, эта толща не могла быть сформирована из продуктов эрозии орогена. Возраст пород, материнских по отношению к обломочным цирконам из песчаников енганэпэйской толщи, охватывает интервал не менее, чем от 760 до 590 млн лет и в целом коррелирует с возрастным интервалом гранитного магматизма в северо-восточных протоуралидах-тиманидах, за исключением его поздних фаз.

Цирконы популяции «Б» представляют собой эвгедральные призматические кристаллы или фрагменты таких кристаллов, следовательно, они не подвергались существенной механической обработке, что было бы неизбежным при их длительном переносе в осадочном процессе, и, наиболее вероятно, поступали в бассейн седиментации из рядом расположенных источников сноса. Практически одинаковые модельные возраста субстрата (~1.28 млрд лет) для цирконов из этой популяции свидетельствуют об однотипном (однородном) и скорее всего ограниченном по площади источнике субстрата материнских по отношению к цирконам пород. Наличие в песчаниках туфогенной примеси указывает на то, что часть цирконов может иметь вулканическое происхождение. Мы полагаем (Кузнецов и др., 2008, 2009а), что они попадали в осадок в качестве сингенетической тефры при вулканических извержениях, приведших к формированию базальт-андезибазальт-андезит-дацит-риолитового вулканического комплекса (бедамельской серии), близкого по возрасту породам енганэпэйской толщи.

Таким образом, «провенанс-сигнал» северо-восточных протоуралид-тиманид совершенно не соответствует Балтике, поэтому северо-восточные протоуралиды – тиманиды определенно формировались не за счет ее размыва и могли располагаться далеко от Балтики в момент своего формирования.

6. Сравнение вещественных особенностей и возраста популяциий детритных цирконов из енганепейской толщи с сопоставимыми характеристиками позднедокембрийских и раннепалеозйоских комплексов Пери-Гондваны

В настоящее время в мировой литературе доминируют представления (базирующиеся на биостратиграфических, палеобиогеографических, палеомагнитных, изотопно-геохронологических, изотопно-геохимических и др. данных) о том, что комплексы структурного основания некоторых районов Аппалачей, а также палеозоид Западной и Центральной Европы в конце позднего докембрия и в самом начале кембрия располагались вдоль северного края Гондваны, участвуя в строении Пери-Гондванского (Авалонско-Кадомского) пояса (рис. 11) (Murphy et al., 2006; Linnemann et al., 2007 и ссылки в этих работах). В комплексах Пери-Гондванских террейнов записана история позднедокембрийских и раннекембрийских надсубдукционных тектоно-магматических событий – островодужного магматизма, эпизодов аккреции и т. д. Совокупный временной диапазон проявления этой активности в Пери-Гондване охватывает интервал от 760 до 530 млн лет (Murphy et al., 2006; Linnemann et al., 2007 и др.), что сопоставимо с временным диапазоном проявления тектоно-магматической активности в комплексах протоуралид-тиманид северо-восточного типа (см. рис. 4 и 6). Кроме того, и в пределах Пери-Гондванских блоков, и в пределах тех структур, которые сложены протоуралидами-тиманидами, фиксируется однотипное раннепалеозойское несогласие. На наличие близкоодновозрастного раннепалеозойского несогласия в Пери-Гондванских блоках Аппалачей, Западной и Центральной Европы, а также на Западном Урале впервые обратил внимание В.Н. Пучков (1997, 2000), что позволило ему с учетом данных о возрасте гранитоидов и метаморфических пород, участвующих в строении тиманид, впервые сопоставить авалониды и кадомиды с тиманидами (Пучков, 2000, 2003, 2005; Puchkov, 1997).

Рис. 11. Упрощенные палеотектонические схемы (палеотектонические реконструкции), иллюстрирующие: А – положение Авалонско-Кадомской активной окраины и основных Пери-Гондванских терреинов на временной рубеж ~570 млн лет, по (Linnemann et al., 2007); Б – реконструкция Кадомского коллизионного орогена на временной рубеж ~550 млн лет, по (Пучков, 2000). Для А: AM – Армориканский массив; FMC – Центрально-Французский массив; SXZ – Сакско-Тюрингская зона (часть Богемского массива); TBU – Тепла-Баррандинский блок (часть Богемского массива).

В последнее десятилетие было проведено изучение U/Pb изотопных возрастов популяций детритных цирконов из неопротерозойских кластогенных толщ, участвующих в строении Пери-Гондванских блоков, и определение модельных возрастов субстрата участвующих в их строении позднедокембрийских и, отчасти, раннепалеозойских магматических комплексов (рис. 12). Эти данные позволили подразделить Пери-Гондванские блоки на – террейны Кадомского типа (кадомиды) и террейны Авалонского типа (авалониды). К первым относятся: северная Арморика, Осса-Морена, Саксо-Тюрингия, Молданубия, а ко вторым – Западная и Восточная Авалония, Каролина, Моравия-Силезия, СВ Иберия и, возможно, часть Арморики, расположенная к югу от Северо-Армориканской разломной зоны (Murphy et al., 2004, 2006; Linnemann et al., 2007 и др.). Так, в обломочных породах, участвующих в строении кадомид, отчетливо выявлено несколько популяций цирконов со следующими возрастами: ~570 млн лет; ~590 млн лет; от ~600 до ~650 млн лет (с пиками ~610–620 млн лет и ~640 млн лет); от 700 до 790 млн

лет; от 0.9 до 1.05 млрд лет; от 1.8 до 2.2 млрд лет (с пиком в интервале 2.0–2.2 млрд лет); 2.4 млрд лет; 2.6 млрд лет (Fernandez-Suarez et al., 2000; Samson et al., 2003; Gutierrez-Alonso et al., 2005; Linnemann et al., 2007 и др.). При этом цирконы с возрастом от ~1.75 до 1.05 млрд лет в этих породах полностью отсутствуют. В то же время для песчаников из сходных по возрасту и строению позднедокембрийских толщ авалонских террейнов весьма типичны популяции детритных цирконов с возрастом: ~600 млн лет; 1.0–1.2 млрд лет; около 1.5 млрд лет; 1.8–2.0 млрд лет; 2.6 млрд лет (Keppie et al., 1998; Linnemann et al., 2004 и др.). Кроме того, по данным Sm-Nd изотопных исследований кремнекислые породы (продукты корового плавления) в кадомидах характеризуются преимущественно низкими значениями _Nd – в интервале от -9.9 до +1.6 и модельными возрастами (T^Nd_DM) деплетированой мантии (для t=610 млн лет) от 1.0 до 2.0 млрд лет (Samson, D`Lemos, 1998; Linnemann, Romer, 2002 и др.). С другой стороны, одновозрастные кремнекислые магматические породы из авалонских террейнов характеризуются преимущественно относительно повышенными значениями _Nd – в интервале от -1.0 до +5.0 и модельными возрастами (T^Nd_DM) от 1.1 до 0.75 млрд лет (Murphy et al., 2000 и др.).

Рис. 12. Сопоставление изотопно-геохронологических характеристик детритных цирконов из позднедокембрийских комплексов Пери-Гондванских террейнов и модельных возрастов (TNdDM) кадомид и авалонид с возрастами детритных цирконов протоуралид-тиманид и модельных возрастов (TCDM) субстрата материнских по отношению к детритным цирконам магматических пород (по материалам Енганэ-Пэ).

Изученные цирконы из енганэпэйской толщи представлены двумя позднерифейско-вендскими популяциями (590–670 и 675–760 млн лет), а также одним среднерифейским (1143±20 млн лет) зерном. Это существенно расходится с возрастами детритных цирконов из позднедокембрийских толщ Пери-Гондванских блоков (рис. 12). Оценки модельного возраста (T^C_DM) материнского субстрата цирконов из енганэпэйской толщи (от 0.84 до~1.76 млрд лет) несколько отличаются от модельных возрастов (T^Nd_DM) субстрата магматических пород кадомид (от ~1.0 до ~2.0 млрд лет), и существенно – от модельных возрастов авалонид (0.75–1.1 млрд лет).

Таким образом, ни возрастные пики детритных цирконов из песчаников вендской енганэпэйской толщи, принадлежащей комплексам протоуралид-тиманид СВ типа, ни модельные возраста субстрата «материнских» по отношению к этим детритным цирконам пород не показывают хорошего сходства с аналогичными характеристиками кадомид или авалонид. Поэтому полученные результаты не согласуются с идеями формирования протоуралид-тиманид СВ типа в пределах Авалонско-Кадомского орогена. Более предпочтительной выглядит интерпретация протоуралид-тиманид СВ типа как реликтов орогена, который изначально не имел структурных связей с Пери-Гондваной.

В интерпретации автора, северо-восточные протоуралиды-тиманиды были сформированы на активной Большеземельской окраине Арктиды (Кузнецов, 2008, 2009а, в; Кузнецов и др., 2005а, б, 2006, 2007а, б; Kuznetsov et al., 2007) и затем были вовлечены в коллизию Балтики и Арктиды на рубеже венда и кембрия, или в самом начале кембрия (рис. 3). Они представляют собой крыло орогена Протоуралид-Тиманид, располагавшееся со стороны Арктиды.

Пока существует еще очень мало данных для того, чтобы можно было охарактеризовать Большеземельскую окраину Арктиды, реликты которой в настоящее время слагают Большеземельский и Печорский блоки фундамента Печорского бассейна, а также западные склоны Полярного Урала, до ее коллизии с Балтикой. Однако можно предположить, что Японская или Южно-Курильская субдукционные системы являются ее современными аналогами. Данные об известных возрастах магматических и метаморфических пород северо-восточных протоуралид-тиманид (рис. 4 и 6) и детритных цирконов из энганэпэйской формации (рис. 9) позволяют ограничить временные рамки магматизма, связанного с субдукционным процессом на Большеземельской окраине Арктиды, приблизительно от ~730–760 млн лет до рубежа коллизии Балтики и Арктиды, который пока может быть оценен очень приблизительно как ~500–550 млн лет. В фундаменте Большеземельского надсубдукционного комплекса были фрагменты зрелой континентальной коры, так как цирконы из гранитов Большеземельского блока содержат старые ядра с возрастами от ~0.9 до ~2.7 млрд лет (Кораго, Чухонин, 1988; Кузнецов, Удоратина, 2007; Gee et al., 2000; Larionov, Tebenkov, 2004; Korago et al., 2004), а модельные возраста субстрата для цирконов енганепейской формации захватывают интервал ~0.84–1.76 млрд лет. На участие древней коры в фундаменте Арктиды указывает и полученный Sm-Nd модельный возраст мезозойских лампроитов и трахитов на Пайхое, который составляет более 2.5 млрд лет (Душин, 2004). Вслед за авторами работы (Scarrow et al., 2001; Khain et al., 2003) автор полагает, что Манюкуяхинский серпентинитовый меланжевый пояс – это реликт задугового бассейна, и он по мнению автора располагался в тыловой части Большеземельского надсубдукционного сооружения (Кузнецов, 2009а, в). Поскольку енганепейская толща содержит неопротерозойскую популяцию цирконов первого цикла (происшедших из тефры) с модельными мезопротерозойскими возрастами, можно полагать, что она сформировалась на склоне Манюкуяхинского задугового бассейна, прилегающего к Большеземельскому надсубдукционному сооружению.