Строение и история развития литосферы - Коллектив авторов

Однако, эти представления о пассивном режиме Тиманско-Уральской окраины Балтики в течение всего позднего докембрия не получили еще полного признания. В частности, во многих статьях двух крупных монографических сборников, подводящих итоги более чем 10-летних работ по программам международного проекта EUROPROBE, Тиманская окраина Балтики в позднем докембрии интерпретируется как аккреционная окраина, то есть как наращиваемая последовательно шаг-за-шагом за счет причленения разнородных литосферных блоков – островных дуг, микроконтинентов, фрагментов литосферы бассейнов с корой океанического типа и т. п. Например, в работах (Костюченко, 2005; Костюченко и др., 2006; Kostyuchenko et al., 2006 и др.) позднедокембрийское развитие Тиманского края Балтики интерпретируется как дискретно перманентное наращивание за счет причленения к нему разнородных терреинов, прибывающих из Тиманского океана. То есть, в настоящее время тот факт, что в комплексах протоуралид-тиманид северо-восточного типа широко представлены реликты поздненеопротерзойских и раннепалеозойских орогенических событий (на что указывает высокая степень деформаций, метаморфизма и широкое распространение гранитоидных комплексов и т. п.), уже никем не ставится под сомнение. Но природа орогении/орогений разными исследователями трактуется по-разному.

Большинство современных исследователей трактуют допозднекембрийско-раннеордовикскую эволюцию как аккреционную не только для Тиманского края Балтики, но и всего Западного Урала и Тимано-Печорско – Баренцевоморского региона (Gee, Pease, 2004; Костюченко, 2005; Костюченко и др., 2006; Kostyuchenko et al., 2006; Lorenz et al., 2008 и др.). В противоположность этим доминирующим сейчас представлениям автор настоящей статьи развивает представления о том, что развитые в разных частях западного Урала и Тимано-Печорско – Баренцевоморского региона позднедокембрийские и (?) ранне-среднекембрийские комплексы формировались в основном в пределах позднедокембрийских окраин двух разных континентов: юго-западные протоуралиды-тиманиды на пассивной Тиманско-Уральской окраине Балтики, а северо-восточные протоуралиды-тиманиды на активной Большеземельской окраине Арктиды и в зоне коллизии Балтики и Арктиды.

2. Изотопные возраста комплексов протоуралид-тиманид Западного Урала и Тимано-Печорско – Баренцевоморского региона

В настоящее время имеется уже достаточно большой объем изотопно-геохронологической информации по магматическим и метаморфическим породам из комплексов протоуралид-тиманид северной части Западного Урала и Тимано-Печорско – Баренцевоморского региона (рис. 4), т. е. комплексов, по мнению автора представляющих в современной структуре восточного и северо-восточного обрамления ВЕП реликты кембрийского орогена Протоуралид-Тиманид. Кристаллические породы комплексов протоуралид-тиманид отдатированы K/Ar и Ar/Ar методами, Rb/Sr изохронным методом, различными вариантами методов цирконового изотопного датирования, а также датированием по монациту. В течение последнего десятилетия автор настоящей статьи совместно с коллегами из ИГ КНЦ УрО РАН (А.А. Соболевой, О.В. Удоратиной и К.В. Куликовой) принимал участие в работах по целенаправленному датированию гранитоидных образований протоуралид-тиманид северных районов Западного Урала (Кузнецов и др., 2005а, б; 2006). Все известные на сегодняшний день результаты изотопного датирования магматических и метаморфических пород комплексов протоуралид-тиманид и их возрастных аналогов сведены на Рис. 4. Изотопные возраста доордовикских гранитоидов и ассоциирующих с ними вулканогенных и метаморфических пород Тимано-Печорско – Баренцевоморского региона и северных районов Западного Урала охватывают временной диапазон приблизительно от 730 до 500 млн лет, т. е. от позднего рифея до рубежа среднего и позднего кембрия (рис. 6.).

К настоящему времени усилиями главным образом Л.В. Махлаева и А.А. Соболевой (ИГ КНЦ УрО РАН, Сыктывкар) достигнуты значительные успехи в генетической типизации гранитоидов и ассоциирующих с ними вулканогенных пород Западного Урала и сопряженных с ним частей Тимано-Печорско – Баренцевоморского региона (Махлаев, 1996; Соболева, 2004; Соболева и др. 2004, 2005; Кузнецов и др., 2005а, б). В соответствии с этой типизацией, в самом начале этого временного интервала (730–670 млн лет) формировались преимущественно граниты M-типа. Примером этого типа гранитоидного магматизма служат гранитоиды Манюкуяхинской полосы меланжа на севере поднятия Енганэ-Пэ (Полярный Урал) (Scarow et al., 2001; Соболева и др., 2008). Начиная с рубежа ~700 млн лет и до ~510 млн лет формировались гранитоиды I-типа и ассоциирующие с ними вулканические серии (Соболева, 2004), которые считаются индикаторами геодинамических обстановок активной континентальной окраины и/или зоны коллизии. Для этих обстановок характерен рост и утолщение континентальной коры и по отношению к коре континентального типа они являются конструктивными. Мы полагаем, что в ранних эпизодах гранитоиды I-типа и ассоциирующие с ними вулканические серии образовывались на активной континентальной окраине, а в поздних завершающих эпизодах – в зоне коллизии двух континентов (Кузнецов и др., 2005а, б 2006; Kuznetsov et al., 2007). Судя по очень отрывочным и пока все еще весьма ненадежным данным, в интервале от ~625 до ~510 млн лет внедрялись граниты S-типа, которые считаются маркерами анатексиса континентальной коры и часто встречаются в зонах континентальной коллизии. А во временном интервале ~565–500 млн лет формировались бимодальные габбро-гранитные и базальт-риолитовые ассоциации, частью которых являются гранитоиды и кремнекислые вулканиты A-типа. Магматизм этого типа является индикатором деструктивных по отношению к коре континентального типа геодинамических обстановок (пост-коллизионный коллапс орогенов, зоны растяжения коры различного типа и т. п.). Бимодальные ассоциации, как правило, формируются в областях подъема горячих глубинных базитовых магм по глубинным разломам. Они прогревают сиалическое коровое вещество в прилежащих к разломам областях и там образуются кремнекислые расплавы, родоначальные для гранитоидов и кремнекислых вулканитов А-типа. Поэтому граниты А-типа часто формируют вытянутые интрузивные массивы (Лемвинский, Тынагодский, Кулемшорский и др.), приуроченные к линейным тектоническим зонам. Выплавление бимодальных ассоциаций началось на фоне заключительных эпизодов формирования гранитоидов I– и S-типа.

Следует отметить, что пространственное распределение (рис. 4) известных к настоящему времени изотопных возрастов магматических и метаморфических комплексов, относимых к надсубдукционным/коллизионным обстановкам, плохо согласуется с представлениями об «аккреционном» стиле строения Тимано-Печорско – Баренцевоморской окраины Балтики и севера Западного Урала. И, действительно, при длительно протекающей аккреции должно было бы наблюдаться общее омоложение возрастов магматитов надсубдукционной природы (гранитоидов I-типа и родственных им вулканитов) по направлению от внутренних к внешним частям аккреционной окраины континента. Таким образом в возрастах магматитов, связанных с надсубдукционным магматизмом, должен был бы проявиться тренд их омоложения от внутренних частей «аккреционного» пояса Тиманид (Протоуралид-Тиманид) к его внешним частям, чего не наблюдается в действительности. Более того, в фундаменте Печорской плиты в полосе, приближенной к Припечорско-Илыч-Чикшинской сутуре, т. е. в наиболее «глубоко» в сторону континента расположенных частях протуралид-тиманид, фиксируются наиболее молодые возраста гранитоидов I-типа. В то же время, общий характер пространственного распределения датировок, а также учет того факта, что наиболее молодые гранитоиды этого типа, располагаются наиболее глубоко внутри континента, хорошо согласуется с коллизионным сценарием. Более того, смены типов М-, S– и А-гранитоидного магматизма во времени и в пространстве (рис. 6) в целом согласуются с реконструируемым геодинамическим сценарием коллизии Балтики и Арктиды и с другими геолого-геофизическими данными. Так, граниты М-типа выплавлялись на доколлизионном этапе в задуговом (Манюкуяхинском) бассейне на окраине Арктиды, граниты S-типа – во время коллизии, а А-типа – на заключительных коллизионных и пост-коллизионных стадиях. При этом коллизионные граниты располагаются поблизости от осевой зоны орогена Протоуралид-Тиманид.

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).