Строение и история развития литосферы - Коллектив авторов

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 εNd – в интервале от −9.9 до +1.6 и модельными возрастами (TNdDM) 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 εNd – в интервале от −1.0 до +5.0 и модельными возрастами (TNdDM) 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 (TCDM) материнского субстрата цирконов из енганэпэйской толщи (от 0.84 до~1.76 млрд лет) несколько отличаются от модельных возрастов (TNdDM) 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.

7. Продукты размыва орогена Протоуралид-Тиманид в Арктике

Главным структурным выражением столкновения Балтики и Арктиды был кембрийский коллизионный ороген Протоуралид-Тиманид, в строении которого значительную роль играли магматические и метаморфические комплексы позднедокембрийской Большеземельской активной окраины Арктиды и коллизионные магматические и метаморфические образования, сформировавшиеся во время коллизии континентов. В совокупности изотопные возраста разнородных магматических и метаморфических пород, участвовавших в строении орогена Протоуралид-Тиманид, охватывают диапазон от ~500 до ~730 млн лет (рис. 6).

В течение раннего палеозоя ороген Протоуралид-Тиманид был высоко стоящей областью, что способствовало его интенсивному размыву и разносу продуктов эрозии далеко в пределах композитного континента Аркт-Европа. Доказательством этого могут служить новейшие результаты датирования кластогенных минералов из обломочных и метаобломочных пород, а также ксеногеных кристаллов циркона в магматических породах из различных фанерозойских комплексов Арктики. Эти результаты стали появляться в литературе в последнее десятилетие, и особенно интенсивно произошел прирост этих данных в самые последние годы, когда был получен значительный объём новых изотопно-геохронологических определений с применением современных высокоточных методов (SHRIMP, TIMS, LA ISPMS и др.) локального изотопного анализа. К настоящему времени в Арктике уже более чем в десятке мест проведены массовые исследования, и более чем в двух десятках мест единичные исследования детритных цирконов.

Точка 1. В образцах терригенных пород из скважины Нагурская на северо-западе острова Александры (архипелаг Земля Франца Иосифа) с глубины 3044 (L1) и 3092 (L2) м по данным (Pease et al., 2001b) выявлены детритные цирконы, максимальный возраст которых в L1 (n=29) достигает 1 млрд лет, а в L2 (n=19) 1.35 млрд лет. Кроме того, в образце L1 изучены зерна обломочного мусковита (Detrital muscovite), Ar/Ar изотопный возраст которых варьирует в диапазоне от 360–665 млн лет.