Строение и история развития литосферы

Коллектив авторов

Отмеченные черты мезозойского магматизма архипелага ЗФИ являются отражением специфической геодинамической позиции Баренцевоморской пассивной континентальной окраины в юрско-меловое время, которая обусловлена положением ее в области взаимодействия окраинно-континентальных и формирующихся океанических структур (Шипилов, 2004; 2008; Шипилов, Карякин, 2009).

3. Базальтоидный магматизм Западного Шпицбергена

Здесь приводятся результаты исследования химического состава базальтоидов Западного Шпицбергена в контексте их сопоставления с изученными магматическими породами архипелага Земли Франца-Иосифа (ЗФИ) с целью выяснения особенностей их геохимической специализации, границ распространения ареала юрско-мелового магматизма Баренцевоморской окраины и его геодинамической природы.

Рассматриваемые комплексы базальтовых

образований западной части Земли Норденшельда (западное побережье залива Грёнфьорд, рис. 5) располагаются на западной периферии Шпицбергена. Они протягиваются с юга на север в виде двух полос эскарповых обнажений, иногда перекрытых четвертичными отложениями и ледниками, с общим азимутом простирания около 335°–340° совпадающим с основным простиранием преимущественно терригенных вмещающих пород верхнего палеозоя-триаса. Пластовые тела базальтовых силлов залегают субсогласно с ними, падая на восток под углами 30°–40°, а их видимая мощность изменяется от 7–8 до 10–15 м. Западный силл, локализованный восточнее оз. Линне, тяготеет по своему положению в разрезе к границе карбона/перми, а Восточный – к нижнему-среднему триасу или к его границе с пермью.

Рис. 5. Геологические схемы Шпицбергена (слева) (Harland, 1997) и западной части Земли Норденшельда (справа). Левый рис.: темные пятна – распределение базальтоидных комплексов; выделенный черной рамкой прямоугольник – район исследований (западная часть Земли Норденшельда). На врезке – острова Земля Короля Карла. Правый рис.: геологические комплексы западной части Земли Норденшельда. З – западный силл (восточный берег оз. Линне), В – восточный силл.

В тектоническом плане вмещающие породы вместе с силлами слагают Центрально-Шпицбергенский бассейн (грабен) и обнажаются на его западном борту, ограниченном разломами. По сейсмическим данным положение пластовых тел базальтов просматривается, практически, на тех же уровнях в разрезе Южно-Баренцевского бассейна и, кроме того, подтверждено скважиной Лудловская, прошедшей группу верхних интрузий базальтовых пород в среднем триасе. Возраст силлов, пробуренных этой скважиной, по K-Ar методу составляет 131–139 млн. лет (верхний силл) и 159 млн. лет (нижний силл) (Комарницкий, Шипилов, 1991).

Одни из первых опубликованных определений радиологических возрастных датировок долеритовых силлов, обнажающихся на правобережье Ис-фьорда (прилегающему к исследуемому нами району с северо-востока), представлены значениями 110±10, 125±12, 135±15, 149±17 млн. лет (Gayer et al., 1966). Это указывает на юрский и, преимущественно, раннемеловой интервалы внедрения интрузий. Пластовые тела базальтовых силлов вскрыты при бурении в этом районе скважин Грумантская-1, Вассдаленская-2 и 3 в разрезах терригенного триаса.

Помимо отмеченного, на Свальбарде диабазовые силлы и дайки широко развиты и в восточной части острова Западный Шпицберген, а также на островах Северо-Восточная Земля, Баренца, Эдж и др. По имеющимся данным радиологического датирования, показывающим большой разброс значений, возраст вулканитов в целом оценивается как раннемеловой. Выделяются два пика магматической активности 144±5 и 105±5 млн. лет (Буров и др., 1976; Worsley et al., 1986). Более определенно возраст вулканитов устанавливается по стратиграфическому положению их на островах архипелага Земля Короля Карла, где базальты формируют несколько лавовых покровов, перемежающихся с барремскими песчаниками континентального генезиса (Smith et al., 1976), представленными дельтовыми последовательностями (sequences of Kvalvagen) (Worsley et al., 1986).

В региональном тектоническом плане распределение проявлений базальтоидов Шпицбергена, также как и Земли Франца-Иосифа, контролируется системой разломов северо-западного и северо-восточного простираний сбросового и сдвиго-сбросового типов. Наличие основных из этих разломов достаточно определенно просматривается в рельефе дна и аномальном магнитном поле. К ним относится Хинлопенская зона разломов северо-западного простирания, своего рода окраинно-континентальная «трансформа», и другие субпараллельные ей нарушения, вдающиеся в Свальбардский архипелаг, вдоль которых концентрируются выходы юрско-мелового базальтоидного магматизма. Одним из таких районов является северное побережье Ис-фиорда, где нами еще в 1995 г. был взят образец мезозойских базальтов, бронирующих триасовые отложения (Шипилов, 2004).

Лабораторные исследования показали, что это долеритовая порода, слабо измененная, с диабазовой структурой. В состав входят плагиоклаз, клинопироксен, титаномагнетит (5–10 %), биотит, апатит. Порода не несет признаков регионального метаморфизма. Отмечается слабая пелитизация плагиоклаза и серицизация. В сравнении с палеозойскими дайками Кольского полуострова (300–350 млн. лет), имеющими обычную плотность 2,90–2,97 г/см³, данный образец является более плотным – 3,02 г/см³, сопоставим по магнитной восприимчивости (15–20х10³ СИ), но имеет более высокую остаточную намагниченность (1,05 А/м), что косвенно свидетельствует о его более молодом возрасте. Вместе с тем для породы характерны и более высокие скорости распространения упругих волн: продольных от 4,90 до 6,63 км/с и поперечных от 2,79 до 2,97 км/с. Судя по отношению скоростей, формирование этих базальтовых образований происходило в условиях преобладания горизонтальных тектонических движений.

Так как данные по вещественному составу юрско-раннемеловых магматических пород Свальбарда весьма не многочисленны и слабо освещены в публикациях, то сравнительная характеристика химизма юрских и меловых базальтоидов архипелагов Шпицбергена и ЗФИ представляет вполне определенный интерес.

По результатам наших исследований в строении геологического разреза архипелага ЗФИ участвуют раннемезозойский и позднемезозойский магматические комплексы, резко различающиеся не только по химизму вулканитов, но и составу расплавных включений в минералах, глубине и температуре магмогенерации (Карякин и др., 2009). Начало формирования базальтов раннемезозойского магматического комплекса определяется ⁴⁰Ar/³⁹Ar – возрастами базальтовых покровов островов Гукера (189.1±11.4 млн лет) и Земля Александры (191±3 млн лет) и ограничивается, видимо, наступлением среднеюрской (ааленской) морской трансгрессии, охватившей практически всю территорию архипелага. Формирование позднемезозойского магматического комплекса началось после регрессии моря в берриасе и охватывает скорее всего баррем-аптский интервал времени. Именно в это время произошло массовое внедрение силлов диабазов с K/Ar возрастами 116±5 млн лет (Grachev et al., 2001) в разрезы верхнепалеозойско-нижнемезозойских осадочных пород острова Земля Александры (скважина Нагурская), острова Хейса (скважина о-ва Хейса) и острова Греэм-Белл (скважина Северная). В этот же интервал времени на острове Хейса были внедрены дайки с ⁴⁰Ar/³⁹Ar – возрастами 124±1 млн лет (Столбов, 2002) и 125.2±5.5 млн лет (Карякин, Шипилов, 2008).

Следует подчеркнуть, что возраст базальтов и диабазов даек и силлов позднемезозойского магматического комплекса архипелага ЗФИ (баррем-апт) практически совпадает со временем формирования базальтовых покровов островов Земли Короля Карла (баррем) архипелага Шпицберген.

Рис. 6. Диаграммы K2O – K₂O/TiO₂ для юрских и раннемеловых базальтов Земли Франца-Иосифа и Шпицбергена. 1 – юрские базальты ЗФИ, 2 – раннемеловые базальты и долериты ЗФИ, 3 – долериты изученных силлов западной части Земли Норденшельда арх. Шпицберген, 4 – долериты Земли Диксона, Тундры Богемана и западного побережья Эксман-фьорда, арх. Шпицберген.

В табл. 1 приведен химический и нормативный минеральный состав образцов пород диабазовых силлов западной части Земли Норденшельда (о. Зап. Шпицберген), отобранных во время полевых работ 2008 г. Обращает на себя внимание отсутствие значимых различий составов диабазов обоих силлов как по главным петрогенным оксидам, так и по редким элементам, за исключением оксида калия, содержание которого в диабазах Западного силла (оз. Линне) несколько выше. Силлы также однородны и по нормативному минеральному составу. Слагающие их диабазы относятся к пересыщенным кремнеземом кварц-гиперстеновым толеитам, что отличает их от юрских вулканитов архипелага ЗФИ, среди которых значительная часть представлена насыщенными кремнеземом оливин-гиперстеновыми разностями, и сближает с раннемеловыми базальтами и диабазами даек и силлов острова Хейса того же архипелага (Карякин и др., 2009). Последние, как и силлы о-ва Зап. Шпицберген, являются исключительно нормативно кварц-гиперстеновыми.