Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 511, № 2, стр. 149-158

Центрально-Таймырский аккреционный пояс Карского (Таймырско-Североземельского) орогена включает в себя террейны островодужного, океанического и континентального происхождения, собранные в единую структуру на окраине Сибирского палеоконтинента в конце неопротерозоя [1–3]. Возраст островодужных пород в пределах пояса, согласно геохронологическим данным неопротерозойский – 967–961 и 755–730 млн лет [2, 4, 5]. С ними тектонически совмещены Мамонто-Шренковский и Фаддеевский кратонные террейны, сложенные метатерригенными биотит-силлиманитовыми и гранат-биотитовыми плагиогнейсами, биотит-амфиболовыми кристаллическими сланцами и амфиболитами предположительно палео-мезопротерозойского возраста [6, 7]. Массивы гранитоидов с возрастом 940–846 млн лет и вулканоплутонический комплекс, датируемый 869–823 млн лет, прорывающие метатерригенные породы, указывают на коллизионные события, предположительно, микроконтинент–островная дуга [1, 3, 6–8].

Палеотектоническое положение Фаддеевского и Мамонто-Шренковского террейнов остается дискуссионным. В настоящей работе представлены геолого-структурные, петро-геохимические, U–Pb-геохронологические и палеомагнитные данные для коллекции образцов из более чем 20  интрузий северобыррангского и ясненского комплексов метагаббродолеритов, прорывающих метаосадочные и метавулканические породы октябрьской и ждановской свит на юго- западе Фаддеевского террейна, в бассейнах рек Баркова и Ленинградская (рис. 1).

Рис. 1.

Геология района исследования по [3] с изменениями и положение точек наблюдения. 1 – юрско-кайнозойские отложения; 2 – дайки габбро-долеритов (T₁); 3 – карбонатно-терригенные отложения (NP₃–PZ₁); 4 – отложения колосовской свиты (NP₃): доломиты, известняки строматолитовые, оолитовые, обломочные, редкие прослои аргиллитов; 5 – комплексы вулканоплутонического пояса (869–823 млн лет): а – осадочно-вулканогенная толща с метариолитами, метабазальтами, их туфами и пачкой кварцитов, б – поток риолит-порфиров слабометаморфизованный, мощностью от первых метров до 20 м, в – гранитоиды ждановского (снежнинского) комплекса; 6 – отложения становской свиты (NP₃): алевролиты, песчаники полимиктовые зеленые, красновато-фиолетовые с прослоями известняков, конгломератов и гравелитов кварцевых; 7 – силлы мезопротерозойских метагаббро северобыррангского и ясненского комплексов; 8 – вулканогенно-терригенные отложения октябрьской и ждановской толщ (MP_1–2); 9 – основные и второстепенные надвиги; 10 – залегание слоев; 11 – места отбора проб и их номера. Вертикальный масштаб разреза произвольный. 1357 ± 9 – U–Pb-возраст по цирконам, см. табл. 2 и рис. 4. ЦТБ – Центрально-Таймырский блок, П – Пясино-Фаддеевский шов, Г – Главный Таймырский шов, I – Мамонто-Шренковский террейн, II – Фаддеевский террейн. Рамкой показана область рисунка.

Согласно данным государственного геологического картирования [9, 10], октябрьская и ждановская свиты имеют метатерригенно-карбонатный состав и со структурным несогласием перекрывают гранитно-метаморфические комплексы фундамента Фаддеевского террейна. Возраст детритовых цирконов, состав, мощность и зрелость отложений позволяют предполагать, что их накопление происходило в условиях пассивной континентальной окраины не ранее, чем 1900 [11] или 1760 [10] млн лет назад.

Полевые наблюдения показывают, что вмещающие метаосадочные породы имеют многочисленные признаки конседиментационных нарушений в виде микроразломов и микроскладок в пределах индивидуальных или нескольких слоев. Прорывающие их интрузии габбро-долеритов обычно представляют собой субсогласные пластовые тела мощностью, варьирующей от 0.5 до 200 м. Верхние контакты тел имеют признаки активного внедрения (брекчирование, ксенолиты вмещающих пород, рассланцевание и пр.), что однозначно идентифицирует их как силлы. Они деформированы вместе с вмещающей толщей и образуют систему из трех крупных и нескольких относительно мелких тектонических чешуй (рис. 1). В зонах сместителей надвигов породы интенсивно рассланцованы и, как правило, имеют запрокинутое залегание. Вторичные деформации осевых поверхностей складок указывают на то, что складчато-надвиговая структура образована при минимум двух этапах СЗ–ЮВ-сжатия. Наклон шарниров складок, кливаж плойчастости, деформации поздних кварцевых жил – указывают на наличие более поздней сдвиговой компоненты деформаций.

Изучение петрографического состава пород, слагающих силлы, проводилось с использованием поляризационного микроскопа Nikon Eclipse LV100N POL (ИНГГ СО РАН, г. Новосибирск). Геохимические и изотопные исследования проводились в Центре изотопных исследований и Центральной лаборатории ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Определение содержаний главных элементов в породах выполнено рентгенофлуоресцентным методом с относительной погрешностью 1–5%. Определение редкоземельных и других малых элементов получено методами эмиссионной спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой на спектрометре Optima-4300: ICP-AES для Со, Ni, Zn, Pb, Li, Sc, С и ICP-MS для остальных элементов, в том числе РЗЭ. U–Pb-анализ циркона из метагаббро выполнен на SIMS SHRIMP-II. Палеомагнитные исследования выполнены по стандартной методике в лаборатории геодинамики и палеомагнетизма ИНГГ СО РАН и лаборатории геодинамики и палеомагнетизма Центральной и Восточной Арктики НГУ (г. Новосибирск).

Согласно результатам петрографического изучения силлы сложены средне-мелкозернистыми метагаббродолеритами с реликтовой габбровой, порфировой и офитовой структурами с переходом к фибробластовой и бластопризматической. Степень метаморфических изменений не превышает зеленосланцевой фации. Плагиоклаз (50–60%) замещен альбитом, карбонатом и минералами группы эпидота; клинопироксен (до 30%) – амфиболом, хлоритом; роговая обманка (до 20%) – актинолитом. Также отмечено присутствие единичных зерен оливина, замещенного серпентином, тальком и хлоритом. Из акцессорных минералов присутствуют апатит, магнетит, ильменит, по которому развиваются псевдоморфозы лейкоксена.

Результаты изучения химического состава метагаббродолеритов представлены в табл. 1. По соотношению SiO₂ и FeO*/MgO [12] они отвечают толеитовой, а по соотношению SiO₂ и K₂O [13] – толеитовой и реже низкокалиевой известково-щелочной сериям. Распределения РЗЭ и мультиэлементные спектры в габбро показывают, что они имеют промежуточный между OIB и E-MORB характер распределений элементов примесей (рис. 2).

Рис. 2.

Распределения РЗЭ и мультиэлементные спектры для исследованных пород. Содержания элементов нормированы к хондриту по [15] и к примитивной мантии по [16].

Для циркона из метагаббро одного из силлов в береговых обнажениях р. Ленинградская в 1.5 км ниже устья р. Баркова (обр. Т10-05) проведены U–Th–Pb-исследования 11 зерен (табл. 2, рис. 3). Все они имеют призматический габитус, слабо трещиноваты, с четкой магматической зональностью. Два дискордантных анализа (4.1, 2.1) исключены из расчета среднего возраста. Для остальных 9 анализов получено конкордантное значение – 1357 ± 9 млн лет (СКВО = 0.88), которое интерпретируется как возраст кристаллизации породы. Близкие значения – 1365 ± 11 млн лет (SIMS по бадделеиту), 1374 ± 10 и 1348 ± 37 млн лет (по соотношению ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb) указаны в [11, 14].

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией и катодолюминесцентные изображения циркона из образца метагаббро T10-05 (эллипсы погрешностей – 2σ). На КЛ-изображениях красные овалы с номерами соответствуют аналитическим точкам в табл. 2.

Проведенные петромагнитные и палеомагнитные эксперименты свидетельствуют о плохой сохранности и неоднократной перезаписи палеомагнитного сигнала в метагаббродолеритах и вмещающих породах. Во многих изученных обнажениях регулярной компоненты установить не удается. Тем не менее, используя приемы комбинированного анализа направлений и больших кругов в составе естественной остаточной намагниченности 8 силлов и вмещающих их пород, удается зафиксировать присутствие двух метахронных компонент (табл. 3, рис. 4).

Рис. 4.

Вверху примеры результатов ступенчатого терморазмагничивания образцов габбро, фиксирующих направления первой (слева, стратиграфические координаты) и второй (справа, географические координаты) группы направлений. Темные точки соответствуют проекции на нижнюю полусферу (положительное наклонение вектора), светлые точки – проекции на верхнюю полусферу (отрицательное наклонение вектора). Внизу положение палеомагнитных полюсов (табл. 3) относительно ТКДП Сибири по [17], цифры у дуг, соединяющих полюсы, обозначают угловое расстояние.

Первая характеризуется северным склонением и положительным наклонением вектора остаточной намагниченности. Согласно результатам теста складки, она была записана породами до деформации. Максимум параметра кучности достигается при 85.8 ± 12.2% распрямления складки. Тем не менее мы считаем эту компоненту метахронной. Палеомагнитные направления в древней системе координат и рассчитанные по ним виртуальные геомагнитные полюсы в пределах ошибки совпадают с полученными ранее для неопротерозойских метариолитов этого же района [3]. Их формирование отвечает корообразующим процессам на уровне ~840 млн лет и связано с коллизией кратонного блока, в состав которого входили Фаддевский и Мамонто-Шренковский террейны с островной дугой [3]. Вызванный этим событием региональный прогрев, вероятно, стал причиной перемагничивания, уничтожившего первичную мезопротерозойскую палеомагнитную запись, отвечающую времени внедрения силлов. При этом координаты полюса, рассчитанного для среднего направления данной компоненты, отличаются от ожидаемого, согласно траектории кажущегося движения полюса (ТКДП) Сибири [17], на угол порядка 30° (рис. 4). Для совмещения полюсов необходимо, прежде всего, изменение широтного положения (табл. 3). Соответственно, реконструируемые 840 млн лет назад события должны были произойти на существенном расстоянии от окраины Сибирского палеоконтинента. Размеры бассейна, разделяющего Фаддевский террейн и таймырскую пассивную окраину Сибири, составляли сотни километров. Такой вывод также поддерживают авторские палеомагнитные определения по породам древнейшего (960 млн лет) островодужного комплекса оз. Трех Сестер, расположенного поблизости от района настоящих работ [2]. Соответственно, есть основания полагать, что и в момент внедрения силлов – около 1350 млн лет назад Фаддевский террейн или включающий его кратонный блок не мог располагаться вблизи таймырской окраины Сибири.

Вторая установленная регулярная компонента имеет заметно более кучное распределение векторов в современной системе координат (табл. 3), т.е. была записана породами после формирования современной складчато-покровной структуры Карского орогена. Максимум кучности достигается при 16.5 ± 9.3% распрямления складки. Хотя полного совпадения соответствующего палеомагнитного полюса с ТКДП Сибири нет, тем не менее он расположен вблизи позднепалеозойско–раннемезозойского участка ТКДП Сибири (рис. 4). Это указывает на вероятную связь регионального перемагничивания с термальными событиями, вызванными коллизией Карского микроконтинента или последовавшим за этим плюмовым магматизмом, отражением которого является Сибирская крупная изверженная провинция. Наблюдаемые отличия в расположении сравниваемых полюсов предполагают поворот Фаддевского террейна без изменения его фактического расстояния от кратона (табл. 3). Такая кинематическая обстановка может быть реализована только в условиях сдвига. Опираясь на авторскую магнитотектоническую модель, согласно которой коллизия Карского микроконтинента является результатом мягкого, косого взаимодействия литосферных плит [18, 19], сдвиговый режим трансформации структуры орогена на рубеже палеозоя–мезозоя закономерен и подтверждается полученными палеомагнитными данными. Наименьшее угловое расстояние между наблюденным полюсом и ТКДП оказывается для рубежа в 200 млн лет. Необходим поворот Фаддевского террейна вокруг своей оси не более чем на 36.1° ± 24.5° (табл. 3, рис. 4). Однако не исключены и другие варианты сопоставления. Исходя из модели [18], поворотом вокруг эйлерового полюса, расположенного в центре Карского блока – главного индентора, вызывающего преобразование структуры сибирской окраины, наилучшее совпадение наблюдаемого полюса с ТКДП Сибири достигается для рубежа карбона–перми, около 300–280 млн лет. В это время происходил сильный прогрев литосферы в результате формирования Карского орогена, что подтверждается значениями абсолютного возраста коллизионных гранитов и численным моделированием [19, 20].

Таким образом, получены новые геолого-структурные, петро-геохимические, U–Pb-геохронологические и палеомагнитные данные для метагаббродолеритов северобыррангского/ясненского комплекса. Установленный U–Th–Pb-возраст кристаллизации метагаббродолеритов – 1357 ± 9 млн лет и их структурное положение свидетельствуют о том, что внедрение интрузий произошло в мезопротерозойские отложения октябрьской и ждановской свит, вероятно, в условиях рифтогенного бассейна пассивной континентальной окраины или окраинного моря. Этому не противоречат полученные для метагаббродолеритов геохимические данные. Совместные деформации метатерригенных пород и интрузий произошли позднее, вероятно, при аккреционно-коллизионных событиях континент–островная дуга. Новые результаты палеомагнитных исследований силлов метагаббродолеритов позволили зафиксировать присутствие в них двух метахронных компонент, отражающих корообразующие процессы 840 млн лет назад на расстоянии в несколько сот километров от окраины Сибири и термальные события на рубеже палеозоя–мезозоя при формировании Карского орогена.