Чтение онлайн

На юге Тимана, на холмистом увале Джежим-Парма из-под чехла рыхлых кайнозойских отложений в нескольких местах выступают позднедокембрийские образования, представленные красноцветными песчаниками и алевропесчаниками верхнерифейской (Оловянишников, 1998) джежимской свиты, а также близкоодновозрастными им известняками (местами доломитизироваными) и алевроаргиллитами павъюгской свиты. В карьере (61°47’11,5’’с.ш., 54°06’35,2’’в.д.) Азывожского месторождения строительного камня из джежимских красноцветных косослоистых кварцевых песчаников и алевропесчаников с отчетливо выраженными волновыми знаками были отобраны пробы (301А и 301, соответственно) для изучения детритных цирконов.

U/Pb-возраста цирконов из проб (61 зерно) варьируют от 1.175 до 2.972 млрд лет (рис. 7). Большинство цирконов имеет палеопротерозойский возраст, 4 зерна – мезопротерозойский возраст и 7 зерен – неоархейский. Четыре результата (301А-16, 301A-12, 301A-57C, 301-47C) по разным причинам «забракованы» и не интерпретируются. Удовлетворительные данные о содержании в цирконах редких и рассеянных элементов получены лишь для 47 из 61 изученных зерен. Микроэлементный состав цирконов свидетельствует о происхождении 34 зерен из гранитных пород (22 – из пород с содержанием SiO2 70–75 % – «гранитов», 12 – из пород с со держанием SiO2 < 65 % – «диоритов») или их вулканических эквивалентов, 5 – из пород сиенитового состава («сиенитов») и 8 – из пород основного состава («базитов»).

Рис. 7. График частот встречаемости (гистограмма) U/Pb-изотопных возрастов детритных цирконов (61 анализ) из песчаников и алевролитов джежимской свиты, Южный Тиман. Номера (301А-16, 301A-12, 301A-57, 301-47) маркируют цирконы, для которых были получены некондиционные результаты (C – ядро, R – оболочка циркона). Над гистограммой показаны временные интервалы: черными полосками – коллизионных событий ассамблирования Балтики (Щипанский и др., 2007; Bogdanova et al., 2008 и др.); серыми полосками – аккреционные фазы (Готская, Телемаркская, Данополонская (Bogdanova et al., 2008) и другие безымянные тектоно-магматические эпизоды (Roberts et al., 2009) на западном краю Балтики; светлосерыми полосками – выплавления Коростеньского плутона (помеченные буквой К), Овручского (О), Навышского (Н) и Машакского (М) рифтогенных эпизодов, Кусинско-Копанского комплекса (КК), а так же AMCG и A-гранитов (помеченные «AMCG & A-граниты»); штрихованными прямоугольниками – архейских комплексов Фенноскандии, Волго-Уралии и Сарматии (по: Слабунов, 2008; Bogdanova et al., 2008 и др.).

Изучение Lu/Hf-изотопной системы цирконов (удовлетворительные результаты получены для 47 из 61 зерен) выявило широкий разброс значений Hf от положительных значений вплоть до значений (+8), характерных для деплетированной мантии, до отрицательных значений (-15), свидетельствующих о вовлеченности в процесс формирования цирконов корового субстрата. Модельные возраста (TCDM), установленные на основании анализа параметров Lu/Hf-изотопной системы в цирконах, дали разброс значений от 1.40 до 3.24 млрд лет (рис. 8). При этом для некоторых изученных цирконов возраста самих цирконов и модельные возраста субстрата оказались практически совпадающими (близкое расположение фигуративных точек к линии DM на графике определения модельного возраста). А это свидетельствует о том, что кора, из которой выплавилась магма, родоначальная по отношению к «материнским» породам изученных цирконов, была ювенильной. Другие цирконы содержат значительные количества радиогенного материала Lu/Hf-изотопной системы, что свидетельствует о существенном вкладе материала ремобилизованной древней коры в субстрат «материнских» по отношению к этим цирконам магматических пород.

Рис. 8. Модельные возраста субстрата для цирконов из джежимской свиты, Южный Тиман. Серые эллипсы маркируют популяции D1-D6, обсуждаемые в тексте. DM – линия деплетированной мантии, CHUR – хондритового резервуара.

Сопоставление полученных возрастных характеристик детритных цирконов из джежимской свиты и времени проявления известных магматических и тектоно-метаморфических эпизодов эволюции ВЕП показывает, что они хорошо коррелируются (рис. 7). Прежде всего, подавляющее число возрастов детритных цирконов (популяции D3–D4) попадает в интервал ~1.70–2.15 млрд. лет, то есть на время «собирания» Балтики. В это время при столкновении Сарматии и Волго-Уралии (формирование Волго-Сарматии), а затем и при столкновении Волго-Сарматии с Фенноскандией в коллизионных орогенах «выплавлялись» большие объемы гранитоидных пород и сформировались одновозрастные им метаморфические комплексы. Кроме того, на окраине Сарматии в этот период функционировало надсубдукционное сооружение – ороген аккреционного типа с надсубдукционным магматизмом и метаморфизмом (Bogdanova et al., 2008 и ссылки в этой работе).

Возраста самых молодых цирконов (популяция D1) не соответствуют никаким крупным хорошо известным для Балтики тектоно-магматическим событиям. Однако ювенильные «базитовый» и «сиенитовый» цирконы этой популяции могут соответствовать внедрениям мантийного вещества на самых ранних стадиях Гренвильской орогении, либо (с большей долей вероятности) машакскому рифтогенному эпизоду (магматические комплексы которого в настоящее время экспонируются на западе Южного Урала в Башкирском поднятии) на востоке Балтики. Два «диоритовых» циркона могут происходить из магмато/метаморфических комплексов мелких тектоно-магматических эпизодов этого возраста на западе Балтики или из гренвиллид.

«Гранитные» и «диоритовые» цирконы популяции D2 с модельными возрастами 1.82–2.12 млрд лет могут происходить из пород, сформированных в течение аккреционных событий на окраине Балтики (Готская фаза), либо (для «гранитных» цирконов) являться продуктом разрушения гранитов рапакиви, широко развитых в СЗ части ВЕП. Некоторые из «базитовых» и «гранитных» цирконов популяции D3 могут происходить из Коростеньского плутона (север Сарматии), сложенного габброидами, анортозитами и рапакивиподобными гранитами. Однако все цирконы этого возраста не могут происходить из Коростеньского массива, так как в этом случае не возможно дать объяснение одинаковому модельному возрасту (~2.12 млрд лет) субстрата и «гранитоидов», и «базитов».

Цирконы из наиболее древней неоархейской популяции (D6) потенциально могут происходить из древних кристаллических комплексов Фенноскандии (известные возраста 2.60–3.5 млрд лет (Слабунов, 2008), Волго-Уралии (известные возраста 2.60–3.2 млрд лет) и Сарматии (известные возраста 2.50–3.5 млрд лет (Ронкин и др., 2007; Ronkin et al., 2007; Bogdanova et al., 2008). Наиболее вероятным источником «сиенитовых» цирконов является область Кейви (Keivy) в Кольской провинции Фенноскандии, где описан комплекс щелочных гранитоидов, габбро-анортозитов, залегающих среди крупно кристаллических кианит-ставролит-гранатовых сланцев с возрастом 2.63–2.75 млрд лет (Слабунов, 2008). Отметим, что наиболее древние известные датировки для Фенноскандии, достигающие 3.5 млрд лет (область Сиуриа), для Волго-Уралии – 3.5 млрд лет (тараташский комплекс одноименного выступа, Башкирское поднятие) и для Сарматии – 3.8 млрд лет (аульский комплекс Средне-Приднепровского блока Украинского щита), не проявились ни в возрастах цирконов (<3.00 млрд лет), ни в модельных возрастах цирконов (<3.36 млрд лет) из джежимской свиты.

Недавно проведенные исследования неопротерозойских осадочных толщ на п-ве Варангер (Nicoll et al., 2009), так же как и в джежимской свите Южного Тимана, выявили доминирование двух групп возрастов в детритных цирконах: палеопротерозойских, соотносимых с ассамблированием Балтики из Фенноскандии, Сарматии и Волго-Уралии, и (в меньшей степени) неоархейских, соотносимых со становлением Фенноскандии. При этом в изученных неопротерозойских осадочных толщах и Южного Тимана, и Варангера фактически отсутствуют цирконы с возрастами 2.1–2.4 млрд лет.

Таким образом, представленные в современной структуре Тимана красноцветные песчаники и алевропесчаники джежимской свиты (юго-западные протоуралиды-тиманиды) сформировались в позднем докембрии за счет продуктов разрушения древнего остова Балтики на ее пассивной континентальной окраине. Слабо представленные в детритных цирконах гренвильские события (1.0–1.3 млрд лет), поздние фазы аккреционного (1.2–1.5 млрд лет) и рифтогенного тектогенеза на западе (например, бимодальный магматизм с возрастом 1.0–1.3 млрд лет, проявленный в Овручском грабене) и рифтогенеза на востоке (магматизм машакского и кусино-копанского комплексов с возрастом 1.35–1.388 млрд лет) Балтики вместе с другими данными свидетельствуют о том, что в седиментационном бассейне, располагавшемся вдоль Тиманского края Балтики накапливались продукты размыва преимущественно из ее центральных и северо-восточных частей.

Режим пассивной окраины вдоль тиманского края Балтики продолжал существовать вплоть до самого конца венда, а возможно, и до начала кембрия. В настоящее время данных, по которым можно было бы уточнить время окончания режима пассивной окраины на Тиманском краю древнего острова ВЕП (то есть, время вовлечения Тиманского края Балтики в орогенические процессы, о которых будет сказано ниже), очень мало. Известные датировки гранитов в фундаменте Печорской плиты (Припечорско-Илычской-Чикшинской зоне) не могут уточнить время коллизии Балтики и Арктиды, так как различные эпизоды гранитного магматизма происходят до коллизии, во время коллизии и в пост-коллизионных обстановках. Более точные оценки могли бы дать массовые исследования детритных цирконов из позднеэдиакарских и раннекембрийских осадочных толщ северо-восточной периферии ВЕП, по которым можно было бы зафиксировать возникновение нового источника сноса, в нашем случае – комплексов Большеземельской окраины Арктиды. Но пока такие данные очень скудные. Наиболее молодой циркон из джежимской толщи отдатирован возрастом – 1175 млн лет, а из поздневендских толщ п-ва Варангер – 888 млн лет. Это означает, что и во время накопления верхнерифейской джежимской свиты Южного Тимана, и во время накопления верхнерифейско-верхневендских толщ п-ва Варангер продукты разрушения протоуралид-тиманид северо-восточного типа в палеоструктуры обрамления Балтики еще не поступали. Эти палеоструктуры продолжали развиваться в режиме близком к режиму пассивной континентальной окраины и в их пределах шла аккумуляция лишь продуктов размыва Балтики. Следовательно, начало протоуральско-тиманского тектогенеза не могло начаться раньше позднего венда.