Чтение онлайн

Третья фаза. В раннемеловую эпоху (около 140 млн. лет) стартует основная фаза раскрытия Канадского бассейна, продолжавшаяся с готерива до альба-сеномана. Рифтинг перерастает в спрединг с аккрецией меловой океанической коры. Сопутствующий базальтоидный магматизм концентрируется на вновь образовавшихся континентальных окраинах окружающих раскрывающийся Канадский бассейн. Новосибирско-Чукотско-Аляскинский блок начал удаляться от Канадского Арктического архипелага, скользя вдоль Свердрупско-Новосибирской трансформы. В пределах Баренцевоморского региона переход к открытию Канадского бассейна ознаменовался сменой глинистых сланцев («баженитов») грубозернистыми регрессивными «вельдскими» фациями раннего мела. Формирующийся срединно-океанический спрединговый центр воздействовал на Баренцево-Карскую окраину через отмеченную трансформу, вдоль которой сосредотачиваются проявления базальтоидного магматизма, фиксирующие фазы наиболее активного развития Канадского океанического бассейна (рис. 8). Радиологические возраста базальтов для этой фазы развития в пределах окраин Арктики дают значения в интервале 139–123 млн. лет (Шипилов, Карякин, Матишов, 2009). Наши определения возраста базальтовой дайки на о-ве Хейса (ЗФИ) дали значение 125,2±5,5 млн. лет (Карякин, Шипилов, 2008). Результаты выполненных нами исследований (Симонов и др., 2008) показали, что генерация первичных расплавов базальтов дайки о-ва Хейса происходила в более глубинных условиях (около 110 км) и при высокой температуре магмогенерации 1600°С, чем первичных расплавов базальтов о-ва Земли Александры (75–100 км, 1450–1550°С, соответственно). Это свидетельствует о вскрытии, в результате деструкции и растяжения литосферы на данной фазе развития, более глубинных уровней магмогенерации, чем на этапе первоначального раскола литосферы в преддверии образования Канадского бассейна, что хорошо согласуется с рассматриваемыми геодинамическими реконструкциями (рис. 7, 8). Вместе с тем происходит закрытие Анюй-Ангаючамского (Протоарктического) океана с образованием Южно-Анюйской офиолитовой сутуры (Sokolov et al., 2002, Бондаренко, 2004).

Рис. 7. Реконструкция ареала распространения юрско-мелового базальтоидного магматизма (контур, очерченный точечным пунктиром) в преддверии раскрытия Канадского океанического бассейна (около 140 млн. лет). Реконструкция на основе (Lawver et al., 2002), с изменениями и дополнениями. Ареал охватывает объединенные до раскола регионы Баренцевоморской окраины, Свердрупский бассейн Канадского Арктического архипелага и северный сегмент Новосибирско-Чукотской окраины. Цифры в кружках: 1 – зона разломов, по которой произошел раскол континентальной литосферы и последующее раскрытие Канадского бассейна; 2 – Новосибирско-Чукотско-Аляскинский блок (в последующем – микроплита). Сплошная черная линия – Свердрупско-Новосибирская трансформная зона.

Рис. 8. Районы проявления базальтоидного магматизма на окраинах Арктики (звездочки) после раскрытия Канадского бассейна (рубеж около 120 млн. лет). Реконструкция на основе (Lawver et al., 2002), с изменениями и дополнениями. 1 – Новосибирско-Чукотско-Аляскинская микроплита, 2– другие области с континентальной корой и террейны, 3 – зоны субдукции и спрединговый центр Амеразийского бассейна, 4 – основные сутурные швы, 5 – трансформные зоны разломов с направлением сдвиговой компоненты. Цифры в кружках: 1 – Канадский бассейн, 2 – Новосибирско-Чукотско-Аляскинская микроплита, 3 – о. Врангеля, 4 – хребет Брукса, 5 – протохребет Ломоносова с блоками хребта Альфа(?), 6 – Баренцевоморская окраина, 7 – Гренландия, 8 – Северная Америка, 9 – Евразия, 10 – Южно-Анюйский или Протоарктический океан Анюй-Ангаючам, 11 – Колымско-Омолонский террейн, 12 – область аккреции террейнов, 13 – Пацифика, плита Фараллон.

В это время на Баренцевской палеоокраине реактивировалась сеть диагональных разломов и нарушений северо-восточного и северо-западного простираний контролирующих, с одной стороны, проявления базальтоидного магматизма, а с другой – ориентировки трендов большинства развивающихся структур региона, которые хорошо просматриваются в рельефе дна моря (Matishov et al., 1995) и аномальном магнитном поле. Созданная в рассматриваемый промежуток времени система палеоструктур растяжения на Баренцевской окраине, находящаяся на продолжении спредингового центра Канадского бассейна, во многом напоминает ситуацию с хребтом Гаккеля в области его взаимодействия с рифтовой системой Лаптевоморской окраины.

Активный базальтоидный магматизм, судя по определениям радиологического возраста, продолжался на континентальных окраинах Арктики и в интервале от 110 до 100 млн. лет (Шипилов, Карякин, Матишов, 2009), после чего спрединговый центр Канадского бассейна теряет способность генерировать океаническую кору и в диапазоне 95–80 млн. лет окончательно прекращает свою деятельность. Заключительные всплески магматической активности этого времени зафиксированы на одном из эскарпов хребта Альфа. Однако не исключено, что этот эпизод магматизма связан с зарождением бассейна Макарова.

Таким образом, рассматриваемый этап и его геодинамические преобразования связываются с всплытием Баренцевско-Амеразийского суперплюма, а затем разделением его на ряд функционирующих апофиз. Следствием этого сценария развития является образование обширного ареала юрско-мелового магматизма или «большой магматической провинции». После раскола литосферы и дезинтеграции рассматриваемой области на блоковые структуры, проявления магматизма (благодаря апофизам суперплюма) в пределах образовавшихся окраин сопровождали раскрытие и наращивание спрединговой океанической коры Канадского бассейна.

Практическое следствие состоит в том, что в ареале базальтоидного магматизма расположены такие крупные месторождения УВ Восточно-Баренцевского мегабассейна как Штокманское, Ледовое и Лудловское. Это дает основание считать, что преобладающий фазовый состав флюидов указанных месторождений и их громадный по запасам потенциал во многом определялся влиянием процессов плюмового магматизма, в отличие от других нефтегазоносных структур Баренцевского региона.

В заключении отметим, что все этапы геодинамического становления Арктики и ее континентальных окраин в той или иной степени были обусловлены соответствующими разновозрастными плюмовыми событиями. На позднепермско-триасовом этапе это был Сибирский плюм (Добрецов, 1997), на юрско-меловом – Баренцевско-Амеразийский, на кайнозойском – прото-Исландский. Описанные выше проявления базальтоидного магматизма на континентальных окраинах можно охарактеризовать как индикационные признаки деструкции, а затем и распада континентальной литосферы вегенеровской Пангеи в Арктике (Шипилов, 2004; 2008). И если первый из этапов тектономагматической активности (пермско-триасовый, относительно кратковременный) не привел к полному разрыву сплошности континентальной литосферы, то последующие два привели к молодому океанообразованию в Арктике. Отмеченные этапы тектономагматической активизации нашли вполне очевидное отражение в тектоно-геодинамических преобразованиях, палеофациальных условиях осадконакопления окраин и составе продуктов магматической деятельности. Особо показателен в этом отношении юрско-меловой отрезок времени, когда была сформирована обширная провинция юрско-мелового плюмового платобазальтового магматизма Арктики. Исходя из реконструкций (Шипилов, Карякин, Матишов, 2009) представляется, что центр магматической активности охватывал области архипелагов ЗФИ, Шпицберген и прилегающие к ним (на тот интервал времени) районы Канадского Арктического архипелага и островов Де-Лонга. Главные же тренды деструкции литосферы были направлены в диаметрально противоположные стороны от этого центра. Но последствия воздействия суперплюма на северную часть последней Пангеи по-разному отразились в этих трендах. В пределах Баренцевоморского региона суперплюм вызвал лишь растрескивание и растяжение континентальной литосферы с соответствующим магматизмом. А на окраине Северной Америки, помимо указанного, процессы деструкции повлекли за собой откол Новосибирско-Чукотско-Аляскинского блока (микроплиты) с образованием в раннем мелу (неоком) Канадского бассейна. В это время рифтинг перерастает в спрединг с последующей аккрецией меловой океанической коры.

Бондаренко Г.Е. Тектоника и геодинамическая эволюция мезозоид северного обрамления Тихого океана. М.: МГУ. 2004. 46 с.

Буров Ю.П., Красильщиков А.А., Фирсов Л.В., Клубов Б.А. Возраст долеритов Свальбарда (по радиологическим данным) // Геология Свальбарда. Л.: НИИГА. 1976. С. 117–125.

Дибнер В.Д. Острова Баренцева моря // Геология СССР. Т.XXVI. М. Недра. 1970. С. 60–108.

Добрецов Н.Л. Пермо-триасовые магматизм и осадконакопление в Евразии как отражение суперплюма // ДАН. 1997. Т. 354. № 2. С. 216–219.

Карякин Ю.В., Ляпунов С.М., Симонов В.А., Скляров Е.В., Травин А.В., Шипилов Э.В. Мезозойские магматические комплексы архипелага Земля Франца-Иосифа. // Геология полярных областей Земли. М.: ГЕОС. 2009. Т.1. С. 257–263.

Карякин Ю.В., Симонов В.А., Скляров Е.В., Травин А.В., Шипилов Э.В. Магматические комплексы архипелага Земля Франца-Иосифа // Материалы Международной научной конференции «Природа шельфа и архипелагов Европейской Арктики». М.: ГЕОС. 2008. Вып.8. С.160–164.

Карякин Ю.В., Шипилов Э.В. Геохимическая специализация и 40Ar/39Ar возраст базальтоидного магматизма островов Земля Александры, Нортбрук, Гукера и Хейса (архипелаг Земля Франца-Иосифа) // ДАН. 2009. Т. 425. № 2. С. 213–217.

Комарницкий В.М., Шипилов Э.В. Новые геологические данные о магматизме Баренцева моря // ДАН. 1991. Т. 320., № 5. С. 1203–1206.

Пискарев А.Л., Макарьев А.А., Макарьева Е.М. Вариации состава и магнитных свойств магматических пород архипелага Земля Франца-Иосифа в связи с проблемой эволюции Северного Ледовитого океана // Материалы LXII Тектонического совещания «Геология полярных областей Земли». М.: ГЕОС. 2009. Т.2. С. 121–124.

Симонов В.А., Карякин Ю.В., Ковязин В.С., Шипилов Э.В. Особенности фракционирования магматических систем архипелага Земля Франца-Иосифа // Геология полярных областей Земли. М.: ГЕОС. 2009. Т. 2. С.175–178.

Симонов В.А., Карякин Ю.В., Ковязин В.С., Шипилов Э.В. Физико-химические параметры платобазальтового магматизма архипелага Земля Франца-Иосифа (данные по расплавным включениям) // Материалы Международного симпозиума «Петрология литосферы и происхождение алмаза». Новосибирск. СО РАН. 2008. С. 223–224.