Вендский возраст магматических пород района долины Чемберлена (северная часть Земли Веделя Ярлсберга, архипелаг Шпицберген)

Введение

На протяжении многих десятков лет возраст формирования складчатого основания Шпицбергена считается каледонским и увязывается со временем и процессами образования скандинавских каледонид [1-3]. Тем не менее, постоянно, начиная с последней трети ХХ в., некоторыми авторами на основании разных материалов высказывалось мнение о более ранних процессах консолидации этого блока коры [4-6]. В последнее время [7, 8] было показано, что структурные парагенезисы, зафиксированные в верхнедокембрийских комплексах Земли Веделя Ярлсберга (ЗВЯ) и смежных с ней районов архипелага, имеют большое сходство со структурными парагенезисами, характерными для протоуралид-тиманид Полярного Урала и юга Новой Земли. Отчетливое несовпадение пространственной ориентировки этих парагенезисов с простиранием предполагаемого продолжения фронта скандинавских каледонид на шельфе Баренцева моря [9, 10] позволило предположить, что комплексы пород складчатого основания Шпицбергена не являются каледонскими, а представляют собой северо-западное продолжение протоуралид-тиманид. Таким образом, имеются веские основания утверждать, что в строении древнего основания Шпицбергена присутствуют как разновозрастные раннедокембрийские и гренвильские структурно-вещественные комплексы [11, 12], так и более поздние байкальские (или протоуральско-тиманские). В то же время, отсутствие на архипелаге конкретных геолологических тел этого возраста, прежде всего магматических, не позволяет выстраивать законченных тектонических схем. При этом необходимо отметить, что в главных районах развития позднедокембрийских комплексов Шпицбергена присутствуют толщи конгломератов, датируемые вендским возрастом и идентифицированные как метатиллиты [13-15]. Именно наличие этой формации позволило Б.П.Бархатову [16] впервые описать Шпицберген как эпибайкальскую орогеническую область.

Постановка проблемы

Геологическое строение, петрологические особенности и возраст магматических образований района долины Чемберлена на севере ЗВЯ архипелага Шпицберген до сегодняшнего времени остаются малоизученными. Данная работа является новой попыткой определения общей последовательности позднедокембрийского магматизма этого района и уточнение его геологического строения.

Земля Веделя Ярлсберга – один из ключевых районов архипелага Шпицберген, на примере которого сформированы современные представления о геологическом строении складчатого основания региона. На севере этого района (рис.1) на дневную поверхность выведены позднедокембрийские вулканогенно-осадочные образования, вмещающие комагматичные им интрузии, и перекрывающие их со структурным несогласием позднепалеозойские и более молодые отложения [17-19]. Позднедокембрийские комплексы дислоцированы в серию крупных сопряженных складчатых форм (рис.2).

Внутри складчатого основания ранее были выделены толщи среднерифейского комплекса Вереншельдбреен (мощность > 3 км), верхнерифейской серии Софиебоген (> 3 км) и вендской серии Кап-Лайель (4 км). Между средне- и верхнерифейскими стратонами описано структурное несогласие [20], также существует несогласие между верхнерифейскими и вендскими горизонтами. Возраст толщ подтверждается палеонтологическими находками [21] и исследованиями детритовых цирконов [22-24]. Важной спецификой района является то обстоятельство, что полученная здесь структурно-геологическая информация позволяет в верхнедокембрийских комплексах выделять мезоструктурные парагенезисы, ориентированные под большим углом к структурам докембрийских блоков, которые известны на севере архипелага и определяются как каледонские. Данные материалы позволили ряду исследователей выделить здесь позднедокембрийский этап тектогенеза – байкальский или тиманско-протоуральский [7, 17], но он не был подтвержден изотопными датировками по магматическим или метаморфическим объектам.

Магматические образования района долины Чемберлена С.И.Турченко с соавторами [17] отнесли к единой базальт-трахиандезитовой формации раннего рифея. На геологической карте [19] эти породы показаны как позднепротерозойские. Этого же мнения придерживался А.М.Тебеньков [2]. Позже были получены среднерифейские изотопные датировки по магматическим комплексам южной части ЗВЯ [25-27], и, соответственно, их период образования был отнесен к среднему рифею [11]. Определение абсолютных возрастов по магматическим породам северной части ЗВЯ до недавнего времени никем не проводилось. В то же время необходимо отметить данные по возрастам, полученные при датировании магматических пород в других районах Шпицбергена: граниты, слагающие валуны в вендских конгломератах Земли Норденшельда (50 км к северу от ЗВЯ), по извлеченным из них цирконам имеют возраст 656 млн лет [28]; пегматиты из нижнерифейских пород в южной части ЗВЯ содержат цирконы с датировками 615 млн лет [24]. До настоящего времени это наиболее надежные данные, доказывающие возможность проявления вендских эндогенных процессов на Шпицбергене. Важно отметить, что в работе польских геологов [29] высказывается предположение, что возраст магматических событий на севере ЗВЯ может составлять около 600 млн лет.

В результате нашей работы появились первые изотопные датировки вулканических и интрузивных пород долины Чемберлена и ее окрестностей, на основании которых была составлена новая схема стратиграфического расчленения докембрийских комплексов этого района.

Общая структура позднедокембрийских комплексов на севере ЗВЯ характеризуется сочетанием трех крупных складчатых форм – антиклиналей Нордбухты и Антониабреен, и разделяющей их синклинали мыса Лайеля (рис.2); структуры имеют простирание шарниров в СЗ румбах. Это указывает на формирование структуры позднедокембрийских комплексов в условиях сжатия в направлении ЮЗ-СВ при общем направлении тектонического движения на СВ [7].

На участке синклинали мыса Лайель расположена мульда, в которой залегают вендские конгломераты. Восточнее мульды, в долине Чемберлендален, вскрывается осадочно-вулканогенный комплекс с интрузиями базит-гипербазитовой формации. Район Чемберлендален и смежных участков ледников Речёрчбреен и Антониабреен представляют собой сочленение антиклинали и синклинали (рис. 2). Наиболее древними породами здесь являются отложения комплекса Вереншельдбреен, представленные на севере ЗВЯ сериями Речёрчбреен (> 1,5 км) и Нордбухта (> 2 км). Выходы серии Речёрчбреен наблюдаются в западном борту одноименного ледника, а также в южной части долины Чемберлена. Серия сложена внизу конгломератами, гравелитами, Ser-Chl сланцами и пачками зеленокаменных пород; вверху – мраморами с прослоями сланцев и метавулканитов. Борта ледника Антониабреен сложены отложениями серии Нордбухта (филлиты, кварциты, микрогнейсы, зеленокаменные породы и доломиты). Возраст пород комплекса Вереншельдбреен на севере ЗВЯ определяется, в том числе, возрастом интрудирующих их метамагматитов (1187-936 млн лет), а с привлечением материалов по южной части ЗВЯ моложе – 1150-950 млн лет [26, 27].

Отложения серии Софиебоген (RF₃) выведены на поверхность в основании западного борта долины Чемберлена. Здесь они представлены верхней свитой Госхамна (~2 км), которая сложена филлитами с прослоями кварцитов; нижние свиты этой серии – Слюнгфьеллет (конгломераты, до 600 м) и Хеферпюнтен (мраморы, 500 м – с угловым несогласием перекрывают выходы пород серии Нордбухта. Между вендскими конгломератами серии Кап-Лайель и нижележащими филлитами свиты Госхамна отчетливо проявлено структурное несогласие.

Северная часть долины Чемберлена сложена мощной осадочно-вулканогенной толщей серии Чемберлендален (~2 км), в составе которой присутствуют вулканогенные породы, филлиты, кварциты, известняки с согласными телами перидотитов и долеритов. Толща формирует синклиналь северо-западного простирания, опрокинутую к северо-востоку. Она отделена разрывными нарушениями от пород серии Речёрчбреен на востоке и юге, а от свиты Госхамна – на западе. Возраст магматических пород серии Чемберлендален на основании абсолютных датировок определен авторами статьи как поздневендский (593-559 млн лет).

Методы

Изучены магматические образования в долине Чемберлена и на смежных участках. По этим породам было отобрано 10 геохронологических проб (рис.2) массой около 5 кг каждая. После дробления и расситовки проб, тяжелые немагнитные фракции, в которых находился циркон, были выделены с помощью электромагнитной сепарации и тяжелых жидкостей. Отбор монофракций циркона проводился в ЦАЛ ВСЕГЕИ, а анализы их изотопного состава выполнялись в ЦИИ ВСЕГЕИ. Возраст цирконов определялся локальным U-Pb методом на ионном микрозонде SHRIMP II по стандартной методике [30]. Для выбора точек датирования в зернах циркона использовались оптические (в проходящем и отраженном свете) и катодолюминесцентные (КЛ) изображения циркона. Содержания элементов в породах и минералах из отобранных авторами проб были получены в ЦАЛ ВСЕГЕИ по результатам рентгеноспектрального флюоресцентного, микрозондового, и ICP-MS-анализов. При построении спектров распределения РЗЭ их количество нормировалось к содержаниям в хондрите СI [31]. В работе использованы символы породообразующих минералов по материалам [32].

Результаты работ

Изучены составы магматитов долины Чемберлена, западного борта ледника Речерч и хребта Мартина (рис.2, табл.1-6).

Впервые обнаружена и закартирована гранитная интрузия хребта Мартина [21] на горе Бьенэми. Здесь располагается тектонический останец гранитоидов общей площадью около 2 км² и мощностью 150-200 м, залегающий полого (15-20°) с наклоном к западу и СЗ. Пластина надвинута на складчатую толщу филлитов с прослоями кварцитов и зеленокаменных пород, которая имеет СЗ простирание и углы падения пород до 30-40°. В зоне контакта граниты милонитизированы и представлены мелкозернистыми сланцеватыми породами Bt-Ms-Qz-Kfs состава с мелкими розовыми порфиробластами. Среди пород зоны милонитизации постоянно встречаются реликты гранитоидов в виде линз различного размера.

Таблица 1

Химические составы среднерифейских магматических пород, мас. %

Примечание. CI – индекс контаминации; Кф – коэффициент фракционирования; F – коэффициент окисленности железа; MgO* – коэффициент магнезиальности; SI – индекс затвердевания Куно.

Таблица 2

Составы микрокомпонентов среднерифейских магматических пород, г/т

По своим характеристикам (табл.1-2) гранитоиды соответствуют умереннощелочным гранодиоритам и диоритам (рис.3). Петрохимические коэффициенты позволяют их отнести к группе умереннощелочных и частично высокоглиноземистых пород. Суммы РЗЭ невысокие, степень дифференциации легких РЗЭ выше по сравнению с тяжелыми РЗЭ. Отчетливо проявляется заметный европиевый минимум. Такие тенденции распределений РЗЭ характерны для материнских магм глубинного происхождения, связанных с магматическими очагами в нижней коре. Состав пород свидетельствует о слабой дифференциации исходной магмы, что отражается в обогащении ее легкими РЗЭ и обеднением Eu. Умереннощелочной тип расплава и другие характеристики предполагают его формирование во внутриплитных обстановках в интервале пограничных с мантией горизонтов нижней коры.

Проба 4247-1 – катаклазированный гранитоид на горе Бьенэми. Девять из двенадцати полученных точек дали конкордантный возраст 937±7 млн лет. Также получен дискордантный возраст (верхнее пересечение) 936±13 млн лет (гренвильский этап). Этот возраст может быть отнесен к магматическому этапу становления интрузии.

Группа габброидов (RF₂) выделена авторами статьи на основании петрографических характеристик [33, 34] и полученных изотопных датировок. Породы этой группы слагают согласные тела различной мощности (от 10-15 до 60 м) среди Ser-Chl сланцев и доломитов серии Речёрчбреен (см. рис.2). Все они локализованы в южной части долины Чемберлена и на западном борту ледника Речёрчбреен. На склонах горы Фолд были опробованы два тела. Одно в обнажении 4181 имеет мощность более 40 м и согласно залегает среди сланцев, с зонами закалки до 1-1,5 м в нижнем экзоконтакте. Наблюдается отчетливая дифференциация состава пород: в нижней половине тело сложено габбро (проба 4181-3), а в центре – габбро-диоритом (проба 4181-4), что подтверждено петрографически и данными петрохимии. Второе тело габброидов (обнажение 4366) залегает согласно среди метаморфизованных доломитов и имеет мощность до 30 м. Оно представлено сильно измененной породой основного состава с реликтами габбровой структуры.

Эти габброиды имеют Act-Ab-Chl состав, реликты Cpx присутствуют в количестве от 3-5 до 40-50 %, Pl – до 10-15 %. В небольших количествах могут присутствовать Bt и Kfs, что дает возможность определять некоторые разности как монцогаббро. При слабой степени изменения пород новообразованный парагенезис представлен Ab и Chl, на более высокой ступени преобразований появляются Act, Chl, Ab, Ep, Spn.

По составу габброиды отвечают пикробазальтам, трахибазальтам и трахиандезибазальтам (рис.3) и относятся к толеитовым породам. Они являются натриевыми и калиево-натриевыми по типу щелочности, по содержанию калия – умереннокалиевые, умеренноглиноземистые. Для этих пород типичен пониженный коэффициент окисленности железа (до 0,17 %) и высокий К_ф (до 79,7), что указывает на глубинное становление материнской магмы и ее пониженную обводненность. Величина индекса Куно SI (45,6-12,4) габброидов свидетельствует о глубокой дифференциации исходной магмы.

Дифференциация магмы отражается в изменчивости содержаний микроэлементов: Cr, Ni, V, Cu, Sc последовательно уменьшаются, а Zr, Hf, Ga, Nb, Sr, Y – увеличиваются. Суммы РЗЭ в этих породах невелики и составляют 135-458 г/т, при этом самая низкая сумма характерна для метабазитов обнажения 4366, а высокая – для габбро-диоритов. Характер фракционирования РЗЭ, определяемый по значениям (Gd/Yb)_n, (La/Sm)_n, (La/Yb)_n, также максимален для габбро-диоритов, тогда как в габбро он заметно не изменяется, находится на одном уровне. Для Eu/Eu* характерны положительные значения. Распределения РЗЭ, нормированных к хондриту, однотипны, наибольшими отклонениями характеризуются габбро-диориты по содержанию легких РЗЭ. В соответствии с рекомендациями [33, 34] изученные габброиды отнесены к внутриплитным континентальным образованиям, сформированным в условиях континентального рифтогенеза.

По аналогии с габброидами, известными на юге ЗВЯ [26, 27], возраст изученных авторами статьи магматитов считается среднерифейским, что подтверждено новыми данными.

Проба 4181-4 представлена габбро-диоритами. Породы слабометаморфизованы. Конкордантный возраст, полученный по Zrn из этих габбро-диоритов, составил 967±6 млн лет (рис.4, табл.6). Новый результат хорошо согласуется с представлениями о гренвильском тектоно-магматическом и тектоно-метаморфическом событии, которое проявилось на Шпицбергене в период 1150-950 млн лет назад [1, 35].

Проба 4366-5 – измененная порода основного состава с реликтами габбровой структуры, что позволило ее отнести к метагабброиду. По Zrn, отобранным из метабазитов, получен ряд возрастов в интервале от 1611 до 858 млн лет; большинство датировок сгруппировано в интервале 1162-1026 млн лет и по ним рассчитан конкордантный возраст 1152±11 млн лет. Это отвечает возрасту габброидов на юге ЗВЯ-1156-1154 млн лет [26], а также дает информацию о возрасте серии Речёрчбреен.

Поздневендские гипербазит-базиты встречены и изучены в северной части долины Чемберлена. Ранее породы этого комплекса были подробно описаны и вместе с вмещающими их вулканитами отнесены к единой базальт-трахиандезитовой серии [17]. Мощность интрузий может превышать 50-60 м. Отмечается их постоянная ассоциация с метавулканитами основного состава. Метавулканиты могут быть вмещающими породами для интрузивов. Породы комплекса испытали региональный метаморфизм зеленосланцевой фации. В составе комплекса описаны Bt верлиты, метаперидотиты, метапироксениты, метагабброиды. Среди вмещающих вулканогенных пород серии Чемберлендален выделяются метабазальты, метапикриты, метаандезиты, метатуфы.

Таблица 3

Химические составы вендских интрузивных пород долины Чемберлена, мас. %

Таблица 4

Микроэлемены в вендских интрузивных породах долины Чемберлена, г/т

Габброиды являются наиболее распространенными породами в этом комплексе. Они представляют собой среднезернистые разновидности, состоящие из Cpx и Pl, присутствуют (до 10 %) Ilm и Mag, Py и Ap. Cpx представлен салитом, в котором Di минал составляет 60-75 %; также в этих породах отмечается Aug, обогащенный Fe и Ti. Первичные минералы частично замещены метаморфогенными: Act, Chl, Ab (№ 0-7), Ep, Ch, Spn. Среди Amp, наряду с метаморфогенным Act, отмечен керсутит. Структуры этих пород меняются от офитовой до габбровой, поэтому возможно выделение долеритов и габбро-долеритов.

Перидотиты отличаются черным цветом, мелкозернистой структурой, массивным обликом. Отнесены к группе верлитов: состоят из Cpx и Ol, с которыми постоянно ассоциируют хромшпинелид, коричневато-бурая Hbl и Bt. Перидотиты метаморфизованы: отмечаются Srp, Chl, Act, Cal, Tlc. Постоянно присутствуют Mag, Cr- Ti-Mag, Ilm и сульфиды Po, Py, Ccp, Pn. По результатам микрозондового анализа установлено, что Cpx представлен в этих породах Di (железистость в пределах 10-23 %) с повышенным, до 5-6 %, содержанием Al₂O₃ и постоянным присутствием небольших количеств Cr, Ti, Mn. Bt присутствует в двух генерациях. Ранняя – магматическая – это Phl с железистостью в пределах 21-30 %, а также высоким содержанием Ti (0,33-0,48 ф.ед.) и низким Al^VI (от 0 до 0,19 ф.ед.). Поздняя генерация биотита – метаморфогенная, представлена аннитом с железистостью 64-66 % и с высоким содержанием Al^VI (0,41-0,46 ф.ед.) и низким Ti (0,03-0,05 ф.ед.). Хромшпинелиды характеризуются переменным количеством Cr₂O₃ (от 5-13 до 40-41 %) и постоянным присутствием Fe, Al, Ti, Mn, в половине изученных зерен отсутствует Mg. Зерна этого минерала часто зональны: ядро представлено хромшпинелью, а периферия зерна – чистым Mag. Первичный Amp представлен в метаперидотитах магнезиогорнблендитом с железистостью 25-30 %, в котором часть Са замещена К (до 0,25 ф.ед.), а содержание Si составляет 6,15-6,25 ф.ед. Для этого Amp также характерно высокое содержание Ti и Al. Метаморфогенный Amp представлен Act с высокой магнезиальностью.

Метапироксениты отличаются от метаперидотитов только петрохимически; в шлифах они содержат тот же набор метаморфогенных минералов, что и метаперидотиты, везде сохранились первичные минералы – Cpx и Bt. Единственным отличием является появление в метапироксенитах Ab, развивающегося по Pl.

Все описанные типы пород петрохимически охарактеризованы ранее [17] как основные и ультраосновные разности нормальной щелочности, так и щелочные основные и щелочно-ультраосновные разновидности. Они, в свою очередь, формируют единый комагматичный ряд с щелочными и нормальнощелочными ультраосновными и основными вулканитами серии Чемберлендален. В табл.3-6 представлены составы петрогенных и микроэлементов метаинтрузивных и метаэффузивных пород из района долины Чемберлена.

Таблица 5

Химические составы метавулканических пород серии Чемберлендален, мас. %

Таблица 6

Составы микроэлементов метавулканических пород серии Чемберлендален, г/т

На диаграмме SiO₂ – Na₂O + K₂O (см. рис.3) фигуративные точки интрузивных и вулканогенных пород формируют единое облако и попадают в поля пикритов, пикробазальтов, щелочных базальтов, трахибазальтов и трахиандезибазальтов. По типу щелочности эти породы могут быть отнесены к калиевым, натриевым и калиево-натриевым. В то же время по содержанию калия большинство этих пород относятся к умеренно-калиевой и высококалиевой сериям. По характеру глиноземистости резко преобладают умеренно-глиноземистые и низкоглиноземистые породы.

Биотитовые верлиты и метаперидотиты характеризуются самыми низкими содержаниями кремнезема (36,8-39,3 %) и самыми высокими количествами магнезии (23,3-27,2 %); низкими значениями характеризуются содержания Al₂O₃ и Na₂O + K₂O при K₂O > Na₂O. Коэффициент окисленности железа F составляет 0,38-0,66; коэффициент фракционирования К_ф (31,6-44,7). Породы характеризуются наиболее низким индексом контаминации CI (1,53-1,81), что указывает на минимальное присутствие в материнской магме корового материала.

Метапироксениты характеризуются содержанием SiO₂ (в пределах 42,8-47,0 %), MgO (5,77-16,0 %), обладают повышенной щелочностью (Na₂O + K₂O до 5 %) и титанистостью (до 5,79 %). Коэффициент окисленности F низкий (до 0,16), а коэффициент контаминации значительно выше, чем у перидотитов (до 7,34).

Самая многочисленная группа пород – метагабброиды, представленные долеритами и габбро-долеритами, которые различаются степенью метаморфизма и характером реликтовых структур. Для этих пород типичен низкий коэффициент окисленности железа (до 0,15) и высокий К_ф (до 77,2).

Составы метавулканитов тождественны интрузивным разностям, что может свидетельствовать об их генетическом единстве. В то же время индекс контаминации CI у вулканитов значительно выше, что указывает на присутствие в магмах значительной доли корового материала, а индекс Куно SI – меньше, что может являться показателем значительного кристаллизационного фракционирования.

Для перидотитов характерны максимальные для этой выборки значения транзитных элементов (Cr, Ni, Co) и минимальные – Y, Zr, Hf, Ga, V и др. Пироксениты по этим параметрам занимают промежуточное положение между перидотитами и габброидами. Для них характерно переменное, но в целом повышенное по отношению к габброидам содержание Cr, Ni, Co и к перидотитам содержание Zr, Hf, Ga, Nb, V, Ba, Sr и др. Однако габброидам приcущи низкие содержания Cr, Ni, Co и значительно более высокие концентрации Zr, Hf, Ga, Nb, V, Ba, Sr. Важную информацию представляют данные по распределению РЗЭ в этих породах. Минимальные значения суммы РЗЭ свойственны перидотитам и пироксенитам, максимальные – габброидам. Характер фракционирования ЛРЗЭ и ТРЗЭ примечателен тем, что для всех видов пород (Gd/Yb)_n > (La/Sm)_n, т.е. спектр ТРЗЭ отличается бóльшим фракционированием. В то же время показатель (La/Yb)_n имеет наибольшие значения для перидотитов (до 28,09) и для габброидов – минимальные, но с большими вариациями (2,85-20,46). Это указывает на неравномерное обогащение легкими РЗЭ пород комплекса Чемберлендален. Eu/Eu* демонстрирует слабую положительную аномалию (до 1,24-1,27) либо ее отсутствие (1,02-0,97) для всех изученных интрузивных пород. В то же время значительное в целом обогащение пород легкими РЗЭ – (La/Yb)_n до 21,67-28,09 – сближает изучаемые породы с базальтами океанических островов и континентальных рифтов, т.е. с внутриплитными комплексами.

Распределение микроэлементов в метаэффузивах серии Чемберлендален во многом подобно метаинтрузивным породам. Для ряда пород отмечается заметный европиевый минимум – до 0,51. Также для них характерно значительное обогащение легкими РЗЭ по сравнению с тяжелыми. В целом для РЗЭ метавулканитов отмечается высокий уровень фракционирования.

В предыдущих публикациях [11, 36] на диаграмму Л.С.Бородина [37] были вынесены фигуративные точки метаинтрузивов и метаэффузивов по данным [17]. Большинство точек попало в поля умереннощелочной и щелочно-базальтовой серий. Поэтому, с учетом всех представленных данных, комплекс базит-ультрабазитов Чемберлендален нужно отнести к умеренно-щелочной калий-натриевой серии, трахибазальт-трахиандезитовой формации и с большой долей уверенности – к внутриплитным образованиям.

Собранный авторами материал по изотопному возрасту цирконов из этих пород позволил впервые получить данные по их абсолютному возрасту. Всего было отобрано и изучено семь проб: пять – из слоев метавулканогенных пород, переслаивающихся с метаосадочными породами, и две – из согласных тел габброидов, залегающих в осадочно-вулканогенной толще. Диагностика метапород проводилась путем сопоставления описания шлифов и данных химического анализа.

Проба 4174-7 представлена метабазальтом. Это зеленовато-серые плитчатые породы, залегающие в виде согласного горизонта мощностью до 30 м в осадочно-вулканогенной толще. Микроскопически это Ab-Chl-Cal сланцы с порфиробластической структурой; вкрапленники представлены крупными зернами Cal либо агрегатами зерен Cal и Qz. Мелкозернистая основная масса сложена Cal, Chl, Ab, Qz, Spn, Mag. Из пробы проанализировано 10 зерен Zrn; все расчетные точки лежат на конкордии. Полученные цифры относятся к одному возрастному диапазону от 509,5 до 582 млн лет. Конкордантный возраст рассчитан по девяти замерам и составил 562±5 млн лет (рис.5).

Проба 4221-1 – метапикрит: слой метавулканита мощностью до семи метров, согласно залегающий среди темно-серых филлитов. Породы зеленовато-серые, мелкозернистые; в шлифах описаны как Cal-Ser-Chl сланец с вкрапленниками Ab и Cal. Основная ткань сланца представлена Chl, Ser, Cal, Ab, Qz, Spn, Opq. По Zrn из пробы получены 13 изотопных соотношений, все значения укладываются в два возрастных диапазона: 1674-1897 и 506-627 млн лет. Конкордантный возраст для Zrn второй группы рассчитан по шести зернам и составил 570±6 млн лет (рис.6).

Проба 4371-1 – метаандезибазальты: слой мощностью до четырех метров зеленовато-серых плитчатых мелкозернистых пород, согласно залегающий среди темно-серых филлитов. В шлифе описаны вкрапленники Pl; основная масса сложена Pl, Chl, Cal, Ser, Kfs, Opq. По зернам Zrn из этой породы изучено 15 точек. Полученные результаты можно разбить на две группы возрастов: 678-836 и 483-622 млн лет. Конкордантный возраст рассчитан по 10 замерам и составил 559±4 млн лет (рис.6).

Проба 4372-1 – основной метатуф: зеленовато-серые плитчатые породы с порфировой структурой. Основная масса представлена Chl, Bt, Cal, Ms, Qz, Pl, Opq с линзами Cal-Qz состава; Pl присутствует в виде мелких удлиненных призм, что указывает на его первично-магматическую природу. По Zrn из этой пробы сделано 11 анализов, полученные цифры дают четыре группы возрастов: 2862±21; 1403±9; 845-975; 543-596 млн лет. Для цирконов последней группы (шесть замеров) получен конкордантный возраст 593±6 млн лет.

Проба 4174-1 – долерит: согласное тело мощностью более 60 м, которое сложено среднеплитчатыми, среднезернистыми породами. Под микроскопом это слабо измененный долерит. Главные минералы – Cpx и Ab, присутствуют Ilm и единичные зерна Kfs; также отмечены Chl, Act, Cal, Spn. По Zrn из пробы сделано 11 анализов изотопных соотношений, полученные цифры изотопных возрастов находятся в интервале 546-607 млн лет. Конкордантный возраст долерита, рассчитанный по этой пробе, составил 590±3 млн лет (рис.7).

Проба 4210-2 – габбро-долерит (послойное тело толстоплитчатых крупнозернистых пород с ясно видимой магматической структурой и мощностью до 10 м). В шлифе описаны фрагменты офитовой структуры, слабо проявленный катаклаз и хлоритизация. Минеральный состав: Pl, Cpx, Opq, Chl, Act. Из пробы выделено пять зерен Zrn, полученные результаты дают две группы возрастов: 1744-1868 и 950-1006 млн лет, что позволяет рассматривать эти Zrn как ксеногенные (?), захваченные магмой из более древних нижележащих комплексов.

Проба 4351-1 – метаандезиты: горизонт мощностью более 20 м, представленный зеленовато-серыми, неясно плитчатыми мелкозернистыми породами, согласно залегающими среди филлитов. Порода описана как метаандезит с реликтами порфировой структуры, вкрапленники представлены Pl. Основная мелкозернистая масса сложена Pl, Cal, Chl, Opq, Qz, Ser, Spn. Из пробы выделено 11 зерен Zrn; полученные результаты распределены в две группы: 2332-3309 и 1130-1436 млн лет, т.е. их следует рассматривать как захваченные магмой ксеногенные кристаллы (?).

В результате выполненных геохронологических исследований установлена четко проявленная возрастная привязка большинства исследованных пород к интервалу от 559 до 593 млн лет, соответствующему венду, периоду становления осадочно-вулканогенного разреза серии Чемберлендален и комагматичным основным и ультраосновным интрузиям комплекса Чемберлендален. Появление в части проб Zrn с более древними датировками позволяет рассматривать их как ксеногенные, захваченные магмой при движении вверх через породы нижележащей коры.

Обсуждение результатов

Результаты представленных исследований магматических комплексов на севере ЗВЯ позволяют с уверенностью выделить два интервала магматической активности: среднерифейский (1157-936 млн лет) и вендский (593-559 млн лет).

События среднерифейского (гренвильского) возраста широко проявлены на Шпицбергене. В ряде работ доказано, что это время консолидации древнего фундамента архипелага [6, 11, 22]. В частности, на юге ЗВЯ к образованиям этого этапа тектогенеза относятся габбро-гранитовый комплекс Сколфьеллет с возрастом пород 1156-1072 млн лет [26] и метариолиты свиты Вимсодден (комплекс Вереншельдбреен) с возрастом 1198-933 млн лет [27]; на севере ЗВЯ, к востоку от ледника Антониaбреен, по очковым гнейсам неясного генезиса получен возраст цирконов 950±5 млн лет [38]. В совокупности эти материалы указывают на магматические и метаморфические события в этом районе в возрастном интервале 1200-950 млн лет, что согласуется с данными по другим районам архипелага [3, 35].

Важные данные для понимания возрастной привязки эндогенных процессов в породах фундамента архипелага опубликованы в статье [39], где с помощью аналитических методов U-Pb, Pb-Pb, Sm-Nd, Re-Os проанализирован материал коровых и мантийных ксенолитов из базанитов четвертичных вулканов на севере архипелага. По результатам изучения более чем 560 цирконов из коровых ксенолитов (гранитоиды, гнейсы, гранулиты) и 300 зерен сульфидов из мантийных ксенолитов (перидотиты) был получен резкий возрастной пик в интервале 1200-900 млн лет с максимумом 963±30 млн лет, отвечающий гренвильским событиям. Второй пик датировок приурочен к интервалу 750-524 млн лет, что отвечает байкальским событиям. Незначительный пик получен также в интервале 1900-1600 млн лет (позднекарельское время). Архейские и особенно каледонские события представлены единичными датировками.

Новые датировки, полученные нами, дополняют эту картину, позволяя выделить на севере ЗВЯ в составе комплекса Вереншельдбреен новый стратон среднерифейского возраста – серию Речёрчбреен, породы которой вмещают согласные тела метагабброидов с возрастами 1152±11 и 967±6 млн лет. Возрастные и петрологические характеристики этих пород (внутриплитные континентальные образования) позволяют сравнивать их с габбро и диоритами комплекса Сколфьеллет на юге ЗВЯ [10, 26]. В то же время полученные авторами данные по возрасту (936±6 млн лет) и составу метагранитоидов хребта Мартина позволяют коррелировать их с гранитоидами и метариолитами, также известными на юге ЗВЯ. Эти результаты позволяют дополнить современное представление о тектоническом строении всего района и ведущей роли гренвильских (среднерифейских) событий в формировании фундамента архипелага.

Наиболее важным результатом описываемой работы являются полученные впервые на Шпицбергене вендские датировки по метавулканитам серии Чемберлендален и прорывающим их телам габброидов. Необходимо отметить, что вендское время на Шпицбергене, большое внимание которому уделили некоторые авторы [7, 36, 40], отмечено редкими датировками (Rb-Sr, Ar-Ar, K-Ar, U-Pb) по метаморфогенным породам, в основном на юго-западе архипелага [10, 41]. Первая группа датировок (660-580 млн лет) соответствует вендскому периоду, который отмечен на Шпицбергене формированием широко распространенных тиллитов, включая конгломератовую толщу серии Кап-Лайель. Вторая группа датировок (553-505 млн лет) соответствует в основном кембрийскому периоду, который на Шпицбергене характеризуется повсеместным отсутствием ранне-среднекембрийского осадконакопления и структурным несогласием с толщей позднего докембрия [10].

Байкальский этап, совпадающий с рубежом позднего протерозоя и раннего палеозоя, остается во многом дискуссионным для Шпицбергена, хотя к нему и приурочена смена тектонического режима, формационных рядов и частичная структурная перестройка районов. Поэтому особо пристальное внимание уделено тиллитоподобной формации венда [13, 15]. Расходятся мнения ученых и в вопросе тектонических режимов в позднепротерозойское и раннепалеозойское времена. Они рассматривались и как миогеосинклинальные [13, 42], и как платформеноидные [5, 16]. Разрезы этого периода характеризуются региональными размывами, низкими скоростями осадконакопления, амагматичностью байкальского интервала разреза полуострова Ню-Фрисланд как тектонотипа фундамента архипелага, присутствием заметного количества метавулканитов и мелких интрузивных тел в западных разрезах Шпицбергена, низким метаморфизмом отложений байкальского возраста на Ню-Фрисланде, где проявлены низкотемпературная субфация зеленосланцевой фации и пренит-пумпеллиитовая фация, более высоким метаморфизмом, зафиксированным в высокотемпературной субфации зеленосланцевой фации и выше, в западных районах, протекавшим в условиях повышенных давлений [11, 41]. Отметим, что на Шпицбергене верхнедокембрийские и нижнепалеозойские слоистые комплексы разделены перерывом в осадконакоплении и несогласием [10, 13, 17], которые вполне сопоставимы по характеру и продолжительности с протоуральско-тиманским несогласием [9, 10].

Выводы

Появление вендских датировок по магматическим объектам на Шпицбергене было ожидаемо, и случайностью не является. Определенный авторами статьи интервал датировок 559-593 млн лет отвечает вендскому периоду, что подтверждает существование в это время на Шпицбергене геодинамических обстановок, генерирующих внутриплитный вулканизм. Характер ультраосновных и основных магматитов, а также преимущественно пелитовый состав метаосадочных пород серии Чемберлендален указывают на то, что осадочно-вулканогенная толща формировалась в течение единого тектоно-магматического цикла, в ходе которого умеренно-щелочной ультраосновной-основной вулканизм сочетался с высокой степенью химического выветривания пород в источниках сноса материала вендского времени. Поэтому можно предположить, что обстановки, в ходе которых шло формирование осадочно-вулканогенного разреза, по природе были близки континентальному рифтогенезу.

Возрастная корреляция двух вендских толщ этого района архипелага – конгломератовой серии Кап-Лайель и осадочно-вулканогенной серии Чемберлендален – позволяет рассматривать первую как более раннюю на том основании, что в горизонтах конгломератов, широко представленных во всех свитах этой серии (общей мощностью до четырех километров), совершенно не встречаются валуны и гальки вулканических пород. Поэтому предлагается рассматривать серию Кап-Лайель как нижневендскую, а серию Чемберлендален как верхневендскую (см. рис.2), что позволяет прогнозировать выявление и в других районах западной части архипелага аналогов верхневендской серии.

Литература

1. Красильщиков А.А., Тебеньков А.М. Докембрийская история каледонид Шпицбергена // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб: ВНИИОкеангеология, 1996. Вып. 1. Ч. 1. С. 70-82.
2. Тебеньков А.М. Позднедокембрийские магматические формации Западного Шпицбергена // Вестник ЛГУ. 1983. № 24. С. 88-93.
3. Тебеньков А.М., Джи Д.Г., Йоханссен У., Ларионов А.Н. История тектонического развития фундамента Шпицбергена (по геохронологическим данным) // Комплексные исследования природы Шпицбергена. Вып. 4. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 2004. С. 90-100.
4. Сироткин А.Н. Никитин Д.В. Особенности геодинамического развития девонского грабена Шпицбергена // Записки Горного института. 2011. Т. 194. С. 104-111.
5. Турченко С.И. Докаледонский этап тектонического развития складчатого основания архипелага Шпицберген как фундамента древней платформы // Геология и перспективы рудоносности фундамента древних платформ: Сборник научных трудов. Л.: Наука, 1987. С. 222-231.
6. Хаин В.Е.,Филатова Н.И. От Гипербореи к Арктиде: к проблеме докембрийского кратона Центральной Арктики // Доклады РАН. 2009. Т. 428. № 2. С. 220-224.
7. Балуев А.С., Кузнецов Н.Б., Зыков Д.С. Новые данные по строению литосферы и истории формирования Западно-Арктического шельфа (моря Белое и Баренцево) // Строение и история развития литосферы (Серия «Вклад России в Международный полярный год»). М.: Paulsen, 2010. C. 252-292.
8. Кузнецов Н.Б. Кембрийская коллизия Балтики и Арктиды, ороген Протоуралид – Тиманид и продукты его размыва в Арктике // Доклады РАН. 2006. Т. 411. № 6. С. 788-793.
9. Кузнецов Н.Б. Кембрийский ороген Протоуралид-Тиманид: структурные доказательства коллизионной природы // Доклады РАН. 2008. Т. 423. № 6. С. 774-779.
10. Кузнецов Н.Б. Основание Свальбарда: северо-восточное продолжение скандинавских каледонид или северо-западное продолжение протоуралид-тиманид? // Бюллетень Московского общества испытателей природы. Отдел геологический. 2009. № 84 (3). С. 23-51.
11. Сироткин А.Н., Евдокимов А.Н. Эндогенные режимы и эволюция регионального метаморфизма складчатых комплексов фундамента архипелага Шпицберген (на примере полуострова Ню Фрисланд). СПб: ВНИИОкеангеология, 2011. 270 с.
12. Акбарпуран Хайяти С.А., Гульбин Ю.Л., Сироткин А.Н., Гембицкая И.М. Эволюция состава акцессорных минералов RЕЕ и Ti в метаморфических сланцах серии Атомфьелла, Западный Ню Фрисланд, Шпицберген и ее петрогенетическое значение // Записки Российского минералогического общества. 2020. № 5. С. 1-28.
13. Красильщиков А.А. Стратиграфия и палеотектоника докембрия-раннего палеозоя Шпицбергена. Л.: Недра, 1973. 119 с.
14. Красильщиков А.А. Общая схема стратиграфического и тектонического расчленения докембрия Свальбарда // Геология Свальбарда. Л.: НИИГА, 1976. С. 56-62.
15. Harland W.B. The geology of Svalbard. Memoir № 17. Oxford London: Geological Society, 1997. 521p.
16. Бархатов Б.П. Основные этапы тектонического развития архипелага Шпицберген // Вестник Ленинградского государственного университета. 1970. Т. 6 (1). С. 157-159.
17. Турченко С.И., Тебеньков А.М., Бархатов Д.Б., Барматенков И.И. Геологическое строение и магматизм района долины Чемберлена, Западный Шпицберген // Геология Шпицбергена. Л.: Севморгеология, 1983. С. 38-48.
18. Birkenmajer K. Caledonian basement in NW Wedel Jarlsberg Land south of Bellsund, Spitsbergen // Polish Polar Research. 2004. Vol. 25. № 1. P. 3-26.
19. Dallmann W.K., Hjelle A., Ohta Y. et al. Geological Map of Svalbard 1:100,000, B11G Van Keulenfjorden // Norsk Polarinstitutt Temakart, 1990. 15 p.
20. Bjornerund M. An Upper Proterozoic unconformity in northern Wedel Jarlsberg Land, southwest Spitsbergen: lithostratigraphy and tectonic implications // Polar Research. 1990. Vol. 8. № 2. P. 127-140. DOI: 10.3402/polar.v8i2.6809
21. Soviet geological research in Svalbard 1962-1992 // Extended abstracts of unpublished. Oslo, 1996. 103 p.
22. Сироткин А.Н., Марин Ю.Б., Кузнецов Н.Б. и др. О возрасте формирования основания Шпицбергена: U-Pb-датирование детритного циркона из верхнедокембрийских и нижнекаменноугольных обломочных пород северо-западной части Земли Норденшельда // Доклады РАН. 2017. Т. 477. № 3. С. 1-6. DOI: 10.7868/S0869565217330143
23. Kośmińska K., Schneider D., Majka J. et al. Detrital zircon U-Pb geochronology of metasediments from southwestern Svalbard’s Caledonian Province // EGU General Assembly 2015, 12-17 April 2015, Vienna, Austria. Geophysical Research Abstracts. 2015. Vol. 17. № 11805.
24. Majka J., Gee D.G., Larionov A.N. Neoproterozoic zircon age from anathectic pegmatite, Isbjornhamna Group (Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen) // NFG, N2. Abstract and Proceedings of the Geological Society of Norway. 2007. Abstr. NISP-041. 266 p.
25. Гавриленко Б.В., Балашов Ю.А., Тебеньков А.М., Ларионов А.Н. Раннепротерозойский U-Pb возраст «реликтового» циркона из высококалиевых кварцевых порфиров Земли Веделя Ярлсберга (Шпицберген) // Геохимия. 1993. № 1, С. 154-158.
26. Balašov Yu.A., Peucat J.J., Teben'kov A.M. et al. Rb-Sr whole rock and U-Pb zircon datings of the granitic-gabbroic rocks from the Skalfjellet Subgroup, southwest Spitsbergen // Polar Research. 1996. Vol. 15. № 2. P. 167-181. DOI: 10.3402/polar.v15i2.6645
27. Balašov J. A., Teben’kov A.M., Ohta Y. et al. Grenvillian U-Pb zircon ages of quartz porphyry and rhyolite clasts in a metaconglomerate at Vimsodden, southwestern Spitsbergen // Polar Research. 1995. Vol. 14 (3). P. 291-302. DOI: 10.3402/polar.v14i3.6669
28. Larionov A.N., Tebenkov A.M. New SHRIMP-II U-Pb zircon age data from granitic boulders in Vendian tillites of southern coast of Isfjorden, West Spitsbergen // Abstracts and Proceedings of the Geological Society of Norway. 2004. Vol. 2. P. 88-89.
29. Majka J., Kośmińska K. Magmatic and metamorphic events recorded within the Southwestern Basement Province of Svalbard // Arktos. 2017. Vol. 3(1). P. 1-7. DOI: 10.1007/s41063-017-0034-7
30. Williams I.S. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe // Reviews In Economic Geology. 1998. Vol. 7. P. 1-35. DOI: 10.5382/Rev.07.01
31. McDonough W.F., Sun S.-s. The composition of the Earth // Chemical Geology. 1995. Vol. 120. P. 223-253. DOI: 10.1016/0009-2541(94)00140-4
32. Whitney D.L., Evans B.W. Abbreviations for names of rock-forming minerals // American Mineralogist. 2010. Vol.95. P. 185-187. DOI: 10.2138/AM.2010.3371
33. Доливо-Добровольский В.В. Принципы рациональной классификации магматических горных пород // Записки Горного института. 2009. Т. 183. С. 181-186.
34. Практическая петрология: методические рекомендации по изучению магматических образований применительно к задачам. СПб: ВСЕГЕИ, 2017. 168 с.
35. Тебеньков А.М., Красильщиков А.А., Балашов Ю.А. Главные геохронологические рубежи и этапы формирования фундамента Шпицбергена // Доклады РАН. 1996. Т. 346. № 6. С. 786-789.
36. Сироткин А.Н., Скублов С.Г. U-Pb возраст циркона из метабазитов кристаллического фундамента архипелага Шпицберген и история его формирования // Региональная геология и металлогения. 2015. № 63. С. 47-58.
37. Бородин Л.С. Петрохимия магматических серий. М.: Наука, 1987. 260 с.
38. Majka J., Be’eri-Shlevins Y., Gee D.G. et al. Torellian (c. 640 Ma) metamorphic overprint of Tonian (c. 950 Ma) basement in the Caledonides of southwestern Svalbard // Geological Magazine. 2014. Vol. 151. Iss. 4. P. 732-748. DOI: 10.1017/S0016756813000794
39. Griffin W.L., Nikolic N., O’Reilly S.Y., Pearson N.J. Coupling, decoupling and metasomatism: Evolution of crust-mantle relationships beneath NW Spitsbergen // Lithos. 2012. Vol. 149. P. 115-135. DOI: 10.1016/j.lithos.2012.03.003
40. ЕвдокимовА.Н., СироткинА.Н., ЧебаевскийВ.С. Позднепалеозойский щелочно-ультраосновной магматизм архипелага Шпицберген // Записки Горного института. 2013. Т. 200. С. 201-209.
41. Majka J., Mazur S., Manecki M. et al. Late Neoproterozoic amphibolite-facies metamorphism of a pre-Caledonian basement block in southwest Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen: new evidence from U-Th-Pb dating of monazite // Geological Magazine. 2008. Vol. 145. Iss. 6. P. 822-830. DOI: 10.1017/s001675680800530x
42. Harland W.B. Caledonide of Svalbard // The Caledonide orogeny – Scandinavia and related areas. Chichester, New York: Wiley, 1985. P.999-1016.