Строение и история развития литосферы

Коллектив авторов

Очевидно, что именно совместное включение позднедокембрийских и нижнепалеозойских стратифицированных комплексов Свальбарда в состав верхней части супергруппы Гекла Хук способствовало тому, что вплоть до настоящего времени без должного на то обоснования полагается, что верхнедокембрийские и нижнепалеозойские стратиграфические последовательности связаны между собой постепенным переходом, т. е. верхний докембрий и нижний палеозой соотносятся между собой без стратиграфического перерыва и несогласия (Gee, Tebenkov, 2004; Gee, 2005 и др.). Кроме того, на этом же основании, еще начиная с ранних работ Б. Харланда, К. Вильсона (Harland, 1956, Harland, Wilson, 1956 и др.) и других исследователей и вплоть до настоящего времени, многие исследователи (Gee, 2005; Gee, Tebenkov, 2004; Harland, 1997),

утверждают, что верхнедокембрийские и нижнепалеозойские образования Свальбарда аналогичны одновозрастным комплексам каледонид Западной Гренландии. Это позволяет им рассматривать в целом древние комплексы и структуры Свальбарда как северо-восточное продолжение скандинавских каледонид. При этом подчеркивается, что на Шпицбергене не проявилась или почти не проявилась тиманская орогения (Gee, Tebenkov, 2004), и в палеотектоническом смысле верхнедокембрийские и нижнепалеозойские комплексы и структуры Шпицбергена считаются фрагментами Лаврентии.

Однако нижнепалеозойские комплексы Свальбарда по характеру своего строения (состав, мощности, степень метаморфических преобразований) ничем принципиально не отличаются от комплексов, слагающих чехлы платформенных областей. Это весьма существенно отличает их от распространенных в пределах архипелага позднедокембрийских образований. В отличие от маломощных раннепалеозойских терригенно-карбонатных толщ платформенного типа позднедокембрийские образования представлены здесь, в числе прочего, – вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами, гранитоидами, габброидами и ультрабазитами (офиолитами), преобразованными местами в условиях эпидот-амфиболитовой, амфиболитовой и даже эклогитовой фаций метаморфизма.

Необходимо отметить, что нижнепалеозойские образования на Свальбарде пользуются существенно меньшим распространением, чем позднедокембрийские комплексы. Нижний палеозой известен лишь в трех его районах (рис. 10): 1) на ЮЗ Шпицбергена – Земля Сёркапп и юг Земли Веделя Ярльсберга (серия Сёркапп и серия Софиекаммен, соответственно); 2) в средней части западного побережья Шпицбергена – Земля Оскара-II (серия Буллбриин); 3) на СВ Свальбарда – северо-восток п-ова Новая Фрисландия, северо-запад о. Северо-Восточная Земля и на мелких островах в заливе Мурчисона и в проливе Хинлоппенстрит (серия Ослобриин). Недавно на примере всех трех районов развития нижнепалеозойских образований на Свальбарде было показано, что они залегают на подстилающем их позднем докембрии с перерывом и несогласием (Кузнецов и др., 2009, Кузнецов, 2009 б, в). Далее будет показано, что, в отличие от устоявшихся представлений, нижнепалеозойские и позднедокембрийские образования Свальбарда разделены также и структурным несогласием.

4.1.1. Верхнедокембрийские комплексы южной части Земли Веделя Ярльсберга (структурно-геологические характеристики)

Верхнедокембрийские комплексы Свальбарда в своем весьма типическом виде широко представлены на Земле Веделя Ярльсберга (ЗВЯ), расположенной на юге западного побережья о. Шпицберген – между заливами Белсунд (на севере) и Хорсунд (на юге). В пределах ЗВЯ область распространения позднедокембрийских образований разделена гигантским ледником Торреллбриин (Torrelianbreen) на две части – северную и южную. Ареал распространения верхнедокембрийских образований южной части ЗВЯ разделен зоной разлома Вимсодден – Косибапассет северо-западного простирания на юго-западный и северо-восточный домены (Czerny et al., 1993; Mazur et al., 2009).

Разломная зона Вимсодден – Косибапассет характеризуется крутыми юго-западными падениями плоскостей сланцеватости и милонитизации, а также минеральной линейностью (stretching lineation), ориентированной в направлении северо-запад – юго-восток, погружающейся под разными углами к юго-востоку и к северо-западу шарнирами частных складок (рис. 11). Такое сочетание пространственных ориентировок элементов мезоструктуры указывает на северо-западное и юго-восточное простирание осей растяжения. На такое же направление растяжения указывают результаты изучения удлиненности «растянутых» галек в метаконгломератах (рис. 12) в приближенной к зоне Вимсодден – Косибапассет части СВ домена, где ими сложены некоторые элементы разреза, например свита

Слингфьеллет и отдельные горизонты в серии Вимсодден (рис. 13).

Рис. 11. Пространственная ориентировка плоскостных и линейных элементов мезоструктуры, развитых в пределах разломной зоны Вимсодден – Косибапассет, и примеры деформированных кластов в метаконгломератах свиты слингфьеллет (мыс Питхолмен и южные склоны горы Енэриксфьеллет).

Рис. 12. Деформированные класты в метаконгломератах свиты Слингфьеллет (северо-восточный домен): А – в приближенной к зоне разлома Вимсодден – Косибапассет части северо-восточного домена; Б – на некотором удалении от зоны разлома Вимсодден – Косибапассет.

Рис. 13. Сводный стратиграфический разрез позднедокембрийских комплексов южной части ЗВЯ. Справа – юго-западный, слева – северо-восточный домены. 1 – зона Вимсодден – Косибапассет; 2 – тела гранитных пегматитов, 3 – примерное положение мест отбора проб для изотопного и химического датирования и значения полученных возрастов (Zr – по циркону; Mo – по монациту; Hb – по роговой обманке; Bi – по биотиту; Mu – по мусковиту), более подробные комментарии в тексте, в круглых скобках – ссылки на литературные источники.

Нами проведены детальные структурно-геологические наблюдения в пределах юго-западного домена (к юго-западу от зоны Вимсодден – Косибапассет), где распространены породы серий Исбернхамна и Эймфьеллет. Верхнедокембрийские комплексы (рис. 14) этих серий слагают крупные сопряженные складчатые формы (синклинории и антиклинории) северо-западного простирания (Birkenmajer, 1990; Czerny et al., 1993; Ohta, Dallmann, 1996; Smullikowski, 1968). Крылья крупных складчатых форм осложнены многочисленными мезомасштабными дислокациями, которые и стали основным объектом исследования в этой части региона.

Рис. 14. Геологическое строение юго-западного домена южной части Земли Веделя Ярльсберга. Схема составлена на основе геологической карты м-ба 1:25 000 (Czerny et al., 1993) и собственных наблюдений автора. 1 – кайнозойские отложения; 2–6 – серия Эймфьеллет: 2 – кварциты свиты Гулликсенфьеллет; 3 – чередование амфиболитов и метариолитов с Cl– и Bi-сланцами и реже кварцитами – комплекс Бартеггдален; 4 – амфиболиты – комплекс Скельфьеллет; 5 – чередование белых и зеленых кварцитов и Cl-сланцев – свита Эймфьбрене; 6 – кварциты свиты Скерстранда; 7–9 – серия Исбернхамна: 7 – Gr-слюдистые кристаллосланцы и сланцы – свита Ревдаллен; 8 – желтые и белые кальцитовые мраморы, Gr-Сс-сланцы, чередующиеся Gr-парагнейсами – свита Ариекаммен; 9 – Gr-слюдистые кристаллосланцы, слюдистые сланцы, Mu-плагиогнейсы, расслоенные пачками мраморов – свита Скодефьеллет; дайки диабазов позднемезозойско(?) – раннекайнозойского возраста; 11 – метаграниты; 12 – структурные линии и границы маркирующих пачек; 13 – геологические границы и маркирующие пачки, протрассированные под ледниками и моренами; 14 – разломы: а – установленные, б – предполагаемые (протрассированые под ледниками и моренами.

Результаты проведенного нами изучения мезоструктурных парагенезов сведены на диаграммах (рис. 15), где показана пространственная ориентировка элементов мезоструктуры совместно для метаморфических пород серий Исбернхамна и Эймфьеллет, исключая данные по кварцитам свиты Гулликсенфьеллет, а также отдельно для пород этой свиты. На обеих диаграммах видно, что шарниры изоклинальных и северо-восточно вергентных асимметричных складок преимущественно погружаются в северо-западных румбах под углами от пологих до средних. Близкую пространственную ориентировку имеют в этих породах также минеральная и деформационная линейности.