Петрология, 2021, T. 29, № 2, стр. 136-171

ВВЕДЕНИЕ

В состав Восточно-Европейского кратона входят три мегаблока: Сарматия, Волго-Уралия и Фенноскандия. Восточная Сарматия включает архейские блоки: Курский (в пределах Воронежского кристаллического массива), Приазовский и Среднеприднепровский (в пределах Украинского щита), обрамляемые палеопротерозойскими структурами (рис. 1).

Рис. 1.

Схематическая структурная карта Сарматии, составленная по (Bogdanova et al., 2006) для Украинского щита и для Воронежского кристаллического массива по (Савко и др., 2017). Схема сегментов Восточно-Европейского кратона по (Gorbatschev, Bogdanova, 1993). Структуры палеопротерозойского возраста в пределах Курского блока (цифры в кружках): 1 – Белгородская, 2 – Михайловская, 3 – Орловская, 4 – Тим-Ястребовская, 5 – Авильская, 6 – Волотовская. ГЗО – гранит-зеленокаменная область, КББ – Курско-Бесединский блок, ГСЗ – Голованевская сутурная зона, ИКСЗ – Ингулец-Криворожская сутурная зона, ОПСЗ – Орехово-Павлоградская сутурная зона, ОМП – Осницко-Микашевичский пояс.

Курский блок является одним из ключевых объектов для расшифровки петрологических процессов и тектонических режимов формирования раннедокембрийской коры Сарматского мегаблока (рис. 1). Длительная геологическая история Курского блока начинается с палеоархея (около 3.5 млрд лет) с формирования протолитов тоналит-трондьемит-гранодиоритовых (ТТГ) гнейсов обоянского комплекса (Savko et al., 2020) и заканчивается в конце палеопротерозоя (около 1.8 млрд лет), когда мегаблоки Сарматия, Волго-Уралия и Фенноскандия объединились в составе суперконтинента Колумбия/Нуна (Bogdanova et al., 2016).

В палеопротерозойской истории Курского блока был протяженный по времени платформенный этап, в ходе которого происходило накопление терригенных и хемогенных осадков, включающих мощные толщи железистых кварцитов курской серии (Холин, 2001; Савко и др., 2017). Этот период площадного осадконакопления, полностью лишенный проявлений магматизма, сменился масштабным рифтогенезом, в процессе которого были сформированы несколько крупных линейных синформ, выполненных вулканогенно-осадочными толщами (рис. 1). Изучение строения этих структур и особенностей слагающих их терригенных осадков дало достаточно оснований для отнесения их к континентальным рифтам (Чернышов и др., 1997; Холин и др., 1998; Холин, 2001; Савко и др., 2017). Возраст формирования этих рифтов и геодинамические причины их заложения являются предметом дискуссий (Чернышов и др., 1997; Холин и др., 1998). Особенно актуальны эти вопросы в свете недавних геологических корреляций, показавших, что в период 2.8–2.2 млрд лет мегаблок Сарматия, кратоны Пилбара и Каапвааль, возможно, находились в составе суперкратона Ваалбара (Савко и др., 2017). Одним из важных источников информации о геодинамической природе Орловско-Тимской структуры, включающей Орловскую, Тим-Ястребовскую, Волотовскую и Авильскую синформы (рис. 1), могут служить представленные здесь вулканиты тимской свиты. Расшифровке этой информации и посвящена настоящая статья, основанная на первых результатах геохронологических и петрологических исследований основных вулканитов Орловско-Тимской структуры Курского блока Восточной Сарматии.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ

Архейская кора Курского блока включает палеоархейское ядро в центральной части и мезоархейскую гранит-зеленокаменную область, примыкающую с запада (Savko et al., 2020) (рис. 1). Палеоархейское ядро сложено преимущественно ортогнейсами, мигматитами, метапелитами, породами железисто-кремнистой формации в составе обоянского комплекса. Возраст протолитов ортогнейсов (ТТГ) около 3.55 млрд лет. U-Pb возраст детритовых цирконов из метапелитов попадает в три кластера: 3535–3556, 3464–3472 и 3334–3384 млн лет (Savko et al., 2020). Гранит-зеленокаменная область состоит из батолитов ТТГ-ассоциации салтыковского комплекса и разделяющих их зеленокаменных поясов петельчатой формы, сложенных вулканогенно-осадочными породами александровской свиты. Возраст ТТГ-гнейсов оценивается как 3.05–2.96 млрд лет (Савко и др., 2019а). Нижние части разреза александровской свиты состоят из метаморфизованных коматиит-базальтовых потоков, переходящих вверх по разрезу в толеитовые метабазальты с редкими прослоями метаосадочных пород, железистых кварцитов и кислых метавулканитов (Савко и др., 2017). Возраст метариолитов из вулканогенно-осадочного разреза зеленокаменного пояса составляет 3122 ± 9 млн лет (Савко и др., 2019б). Гранулитовый метаморфизм и консолидация коры Курского блока имели место на рубеже около 2.8 млрд лет (Savko et al., 2018). В интервале ~2.8–2.6 млрд лет предполагается заложение рифтовых структур и излияния основных вулканитов лебединской свиты (Савко и др., 2017). Завершается архейская история Курского блока внедрением вулканоплутонической ассоциации внутриплитных риолитов и гранитов атаманского комплекса с возрастом 2610 ± 10 млн лет (Savko et al., 2019).

После перерыва в осадконакоплении, фиксируемого развитием коры выветривания на внутриплитных риолитах, началось опускание территории и формирование обширного морского бассейна, где в период ~2.5–2.4 млрд лет накапливались карбонатно-терригенно-хемогенные отложения курской серии в объеме стойленской, коробковской и роговской свит. Весь разрез представляет собой единый трансгрессивно-регрессивный цикл осадконакопления, формирование которого связано с режимом пассивной континентальной окраины (Савко и др., 2017). После накопления мощных осадочных толщ курской серии наступил длительный перерыв (~2.4–2.2 млрд лет) и формировались только континентальные отложения (Савко и др., 2019в). На рубеже ~2.2 млрд лет закладывается Орловско-Тимская рифтовая структура (рис. 1), маркируемая накоплением вулканогенно-осадочных пород тимской свиты (Чернышов и др., 1997; Холин и др., 1998; Савко и др., 2017). Свита состоит из вулканитов, представленных пикритами, пикробазальтами, базальтами и андезитобазальтами, которые чередуются с прослоями метапесчаников, углеродистых и карбонатсодержащих сланцев и известняков (Холин и др., 1998; Савко и др., 2017).

В период (~2.2–2.07 млрд лет) на восточной окраине Сарматии происходит закрытие Волго-Донского океана и формирование одноименного орогена. Конвергентные обстановки маркируются субдукционными вулканитами Лосевского террейна, возраст которого 2.17–2.12 млрд лет (Terentiev et al., 2017), и терригенными породами воронцовской серии с возрастом детритовых цирконов 2.21–2.09 млрд лет (Terentiev, Santosh, 2016). Коллизия Волго-Уралии и Сарматии около 2.1 млрд лет приводит к складкообразованию, закрытию рифтогенных структур и метаморфизму палеопротерозойских пород Курского блока, Лосевского и Воронцовского террейнов (Щипанский и др., 2007; Savko et al., 2018).

Существует несколько точек зрения об условиях формирования отложений тимской свиты Орловско-Тимской структуры. Они рассматривались как продукты континентального рифтогенеза (Холин и др., 1998), либо связывались с двумя этапами: энсиалического рифтогенеза и постколлизионного тафрогенеза (Чернышов и др., 1997). Ранее опубликованный U-Pb изотопный возраст цирконов из метадацитов тимской свиты 2167 ± 288 млн лет (Артеменко, 1995) не может служить для определения стратиграфического положения и геодинамической природы вулканогенно-осадочных отложений Орловско-Тимской структуры. Изотопные датировки возраста основных вулканитов тимской свиты отсутствуют. Недавние корреляции геологических событий показали, что в интервале 2.8–2.2 млрд лет мегаблок Сарматия, кратоны Пилбара и Каапвааль, возможно, были в составе суперкратона Ваалбара. На основании сопоставления вулканогенно-осадочных разрезов тимской свиты Курского блока и базальтов и андезитобазальтов формации Хекпоорт (~2220 млн лет) в кратоне Каапвааль, а также базальтов Чела Спрингс (2208 ± ± 15 млн лет) в кратоне Пилбара относительный возраст вулканитов тимской свиты принимался ~2200 млн лет (Савко и др., 2017).

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДИКИ

Содержания петрогенных оксидов определялись в Центре коллективного пользования научным оборудованием Воронежского университета на рентгенофлюоресцентном спектрометре TIGER S8. При калибровке спектрометров использовались отраслевые и государственные стандартные образцы химического состава горных пород и минерального сырья (14 OCO, 56 ГСО). Подготовка препаратов для анализа породообразующих элементов выполнялась путем плавления 0.3 г порошка пробы с 3 г тетрабората лития в индукционной печи с последующим отливом гомогенного стеклообразного диска. Точность анализа составляла 1–2 отн. % для элементов с концентрациями выше 0.5 мас. % и до 5 отн. % для элементов с концентрацией ниже 0.5 мас. %.

Малые и редкие элементы определялись методом индукционно-связанной плазмы с масс-спектрометрическим окончанием анализа (ICP-MS) в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института проблем технологии микроэлектроники и особо чистых материалов (ИПТМ РАН) и Всероссийском научно-исследовательском геологическом институте им. А.П. Карпинского (ВСЕГЕИ). Разложение образцов пород во ВСЕГЕИ проводили путем сплавления с метаборатом лития, используя муфельные печи и платиновые тигли. Перевод образующейся смеси твердых комплексных оксидов в раствор осуществляли с помощью азотной кислоты. Разложение образцов пород в ИПТМ РАН проводили путем кислотного вскрытия как в открытой, так и в закрытой системах. Правильность анализа контролировали путем измерения международных и российских стандартных образцов GSP-2, ВМ, СГД-1А, СТ-1. Ошибки определения концентраций составляли от 3 до 5 мас. % для большинства элементов. Сходимость результатов двух лабораторий находилась в пределах ошибки определения концентраций.

U-Pb изотопное датирование. Проба весом около 1 кг отбиралась из керна наименее измененных пород. Во избежание вероятности технической контаминации дробилась вручную до крупности 0.4 мм, промывалась до серого шлиха и разделялась в бромоформе. Кристаллы циркона отбирались под бинокуляром из фракции с d > 2.9 г/см³. Отобранные кристаллы совместно со стандартами “91500” и “TEMORA” были зафиксированы смолой Epofix в пределах шайбы диаметром 25 мм, которая шлифовалась абразивом до выведения кристаллов на поверхность. С помощью сканирующего электронного микроскопа CamScan MX2500 были получены катодолюминесцентные изображения, что позволило выбрать подходящие, с точки зрения методологии U-Pb датирования, координаты точек локального микрозондового исследования в пределах изучаемых кристаллов цирконов. Подготовленные таким способом цирконы анализировались с помощью мультиколлекторного вторично-ионного масс-спектрометра высокого разрешения SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, по стандартной методике (Larionov et al., 2004) с использованием эталонных цирконов “91500” и “Temora”. При расчетах использовали константы распада, предложенные в работе (Steiger, Jäger, 1977), и вводили поправку на нерадиогенный свинец по (Stacey, Kramers, 1975) на основе измеренного отношения ²⁰⁴Pb/²⁰⁶Pb. Полученные результаты обрабатывали с помощью программы “SQUID v1.12” (Ludwig, 2005) и “ISOPLOT/Ex 3.6” (Ludwig, 2008).

Sm-Nd изотопные исследования выполнены во ВСЕГЕИ на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI в статическом режиме. Коррекция на изотопное фракционирование неодима производилась с помощью нормализации измеренных значений по отношению ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd = 0.7219. Нормализованные отношения приводились к значению ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512115 в международном изотопном стандарте JNdi-1. Погрешность определения содержаний Sm и Nd составляла 0.5%, изотопных отношений ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd – ± 0.5%, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd – ± 0.002% (2σ). Уровень холостого опыта не превышал 10 pg для Sm и 20 pg для Nd. При расчете величин ε_Nd(Т) использовались современные значения однородного хондритового резервуара (CHUR) с параметрами ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = = 0.1967, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512638.

ГЕОЛОГИЯ И ПЕТРОГРАФИЯ ВУЛКАНИТОВ ТИМСКОЙ СВИТЫ

Наиболее полно разрез тимской свиты представлен в Тим-Ястребовской структуре, которая является одной из самых крупных палеопротерозойских синформ в пределах Курского блока (рис. 1). Ее протяженность с северо-запада на юго-восток составляет 130 км при ширине 10–30 км, глубина залегания по геофизическим данным оценивается в 5–8 км. В тектоническом отношении структура представляет собой ассиметричную грабен-синклиналь, в геодинамическом – внутриконтинентальный рифт, сформированный в палеопротерозое на архейской платформе (Чернышов и др., 1997; Савко и др., 2017). Асимметричное внутреннее строение структуры обусловлено многочисленными разломами различных порядков и неравномерной линейной складчатостью северо-западного простирания. Наиболее интенсивная складчатость характерна для палеопротерозойских пород юго-западного крыла грабен-синклинали, где встречаются опрокинутые на юго-запад складки с северо-восточным падением слоев под углом 60°–80°. По направлению к центру структуры происходит постепенное выполаживание падения пород до 45°–30°. Здесь развиты симметричные и ассиметричные брахиформные складки. Северо-восточное крыло осложнено тектоническими нарушениями и имеет крупные флексурообразные изгибы, образующие несколько дополнительных синклинальных и антиклинальных складок. Углы падения пород – 50°–60°.

Тимская свита с перерывом и небольшим угловым несогласием (~15°) может залегать как на доломитах роговской свиты в центральной части структуры, так и на железистых кварцитах коробковской свиты на ее крыльях (Холин и др., 1998). Мощность пород свиты около 2 км.

Нижняя часть разреза тимской свиты накапливалась в условиях роста рифтовой впадины с преобладанием озерно-аллювиальных образований (Холин и др., 1998). В центральной части впадины преобладают хлорит-биотитовые, биотитовые, гранат-биотитовые, биотит-мусковитовые сланцы, часто содержащие большое количество углеродистого вещества (до 50% и более) и в различной степени обогащенные сульфидами, марганцем и фосфором. В направлении к бортам впадины отмечается фациальная смена метаосадочных пород от тонкозернистых к грубозернистым, представленных переслаиванием метапесчаников, метагравелитов и метаконгломератов. По мере углубления и расширения рифтовой долины в разрезе отмечается постепенный переход от углеродистых сланцев к безуглеродистым карбонатсодержащим сланцам, алевросланцам, тонкозернистым метапесчаникам и карбонатным породам. В прибортовых частях большую часть разреза составляют метаалевролиты, метаалевропесчаники (Холин и др., 1998).

На раннем этапе развития рифтовой впадины происходили излияния пикритов, пикробазальтов и высокотитанистых базальтов. Ареал их распространения ограничен центральной и северо-восточной частью Тим-Ястребовской структуры. Мощность потоков от 3 до 30 м (Холин и др., 1998). Ассоциирующие с вулканитами осадочные породы представлены в центральной части структуры – углеродистыми сланцами, а в прибортовых – метапесчаниками и метагравелитами (рис. 2 и 3). По мере углубления рифтовой долины отмечается смена характера вулканизма на толеитовый – базальты и андезитобазальты, ареал распространения которых значительно шире и, помимо Тим-Ястребовской структуры, охватывает Орловскую и Авильскую синформы. Потоки базальтов мощностью до 140 м чередуются с прослоями углеродистых и карбонатсодержащих сланцев, алевропесчаников и углистых известняков (Холин и др., 1998; Савко и др., 2017) (рис. 3).

Рис. 2.

Схема распространения породных комплексов тимской свиты. На врезке структурная схема Курского блока по (Савко и др., 2017).

Рис. 3.

Разрезы скважин, вскрывших метавулканиты тимской свиты. Нумерация скважин вверху каждой колонки, крап соответствует петрографическим разновидностям, цвет – геохимическим группам.

Породы тимской свиты в Тим-Ястребовской структуре претерпели зональный метаморфизм в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций при повышении давления от 2 до 5.5 кбар и температуры от 350 до 550°С с северо-запада на юго-восток (Polyakova et al., 2005).

Выделяются следующие петрографические разновидности вулканитов:

Метаферропикриты, метаферропикробазальты – породы зеленовато-черной окраски. Текстура массивная, редко миндалекаменная. Миндалины округлой или угловатой формы размером до 1 мм, выполненные доломитом. Структура – реликтовая порфировая (до 20 об. % вкрапленников). Фенокристы размером 0.2–1.5 мм представлены амфиболом (рис. 4а, 4б), полностью заместившим пироксен, предположительно, диопсид-геденбергитового ряда. Наиболее крупные фенокристаллы содержат включения хромшпинелидов. Основная масса породы полностью преобразована процессами метаморфизма и сложена кристаллами актинолита или роговой обманки (60–80%), промежутки между которыми заполнены волокнистыми выделениями хлорита (до 20%) и ангедральными вкрапленниками хромшпинелидов и магнетита (до 3–5%).

Рис. 4.

Фото шлифов метавулканитов и амфиболитов тимской свиты: (а, б) – метапикробазальт (обр. 4320/244), (в, г) – безполевошпатовый амфиболит (обр. 4320/280), (д, е) – пироксен-плагиофировый метабазальт (обр. 2926/1456.1), (ж, з) – гломеропорфировый метабазальт (обр. 2199/168). (а, в, д, ж) – без анализатора, (б, г, е, з) – николи скрещены. Amf – амфибол, Pl – плагиоклаз.

Метаморфическими аналогами ферропикритов и ферропикробазальтов являются бесполевошпатовые амфиболиты (рис. 4в, 4г). Цвет – зеленовато-черный. Текстура – массивная, реже рассланцованная. Структура – гранофибронематобластовая. Бесполевошпатовые амфиболиты сложены тонко-мелкозернистым агрегатом столбчатых, игольчатых и сноповидных (0.1 × 0.8 мм) зерен актинолита, магнезиальной роговой обманки, куммингтонита (80–95%), в интерстициях которых располагаются мелкие листочки и чешуйки хлорита (5–20%), иногда присутствуют ксеноморфные зерна кальцита и доломита (2–5%). Рудные минералы: хромшпинель, магнетит, ильменит.

Порфировые метабазальты представляют собой темно-серые, черные с зеленоватым оттенком породы. Текстура пород массивная, миндалекаменная. Миндалины выполнены кварцем, редко кальцитом. Структура пород реликтовая порфировая. По составу и взаимоотношению фенокристаллов выделяются три разновидности порфировых метабазальтов: 1) пироксен-плагиофировые, 2) плагиофировые, 3) гломеропорфировые.

Фенокристаллы пироксен-плагиофировых метабазальтов представлены амфиболом, полностью заместившим пироксен (рис. 4д, 4е), и плагиоклазом (лабрадор) размером до 1 мм. Содержание вкрапленников до 5–10%. Фенокристы плагиофировых и гломеропорфировых метабазальтов представлены лишь плагиоклазом (лабродор-битовнит) до 1.5–3 мм, иногда образующих гломеропорфировые сростки до 15–20 мм (рис. 4ж, 4з). Содержание вкрапленников достигает 20%. Основная масса полностью перекристаллизована и характеризуется гранонематобластовой, фиброгранобластовой структурой. Минеральный состав основной массы вышеперечисленных разновидностей однообразен: плагиоклаз (андезин) 20–50%, амфибол (актинолит, магнезиальная и железистая роговая обманка, реже куммингтонит и эденит) 50–90%, хлорит до 20%, эпидот до 10%, биотит до 5%. Акцессорные минералы – кварц, кальцит, апатит, сфен, ильменит, халькопирит, пирротин, пирит и магнетит.

Афировые метабазальты – породы темно-серой до черной окраски. Текстура массивная, структура афировая, интерсертальная. Строение афировых метабазальтов характеризуется наличием большого количества (до 30–40%) сравнительно крупных микролитов плагиоклаза (до 0.3–0.4 мм), образующих остов породы (рис. 5а, 5б). Интерстиционное пространство выполнено амфиболом (актинолит, магнезиальная роговая обманка) до 70%, плагиоклазом (андезин) до 10–15%, рудными минералами (магнетит, сульфиды) до 3%. В качестве второстепенных минералов могут присутствовать эпидот, биотит, кварц. Акцессорные минералы – апатит, магнетит.

Рис. 5.

Фото шлифов метавулканитов и амфиболитов тимской свиты: (а, б) – афировый метабазальт (обр. 2926/1212.8), (в, г) – плагиоклазовый амфиболит (обр. 7543/329), (д, е) – миндалекаменный метаандезибазальт (обр. 4315/491), (ж, з) – лейкократовый амфиболит (обр. 4312/500.4). (а, в, д, ж) – без анализатора, (б, г, е, з) – николи скрещены.

Метаморфическими аналогами афировых и порфировых базальтов являются плагиоклазовые амфиболиты (рис. 5в, 5г). Цвет – от зеленовато-серого до зеленовато-черного. Текстура – массивная, реже рассланцованная. Структура – гранофибронематобластовая, нематогранобластовая, реже пойкилобластовая. Минеральный состав плагиоклазовых амфиболитов варьирует в значительных пределах: амфибол (магнезиальная и железистая роговая обманка, актинолит) 60–90%, плагиоклаз (андезин-лабрадор) 10–40%, хлорит 0–30%, биотит 0–15%, клиноцоизит 0–15%, кварц 0–5%, гранат 0–5%. Акцессорные минералы – кальцит, апатит, сфен, циркон. Из рудных минералов установлены пирит, пирротин, магнетит и ильменит.

Метаандезибазальты представляют собой зеленовато-серые породы. Текстура массивная, миндалекаменная, иногда сланцеватая. Структура – реликтовая порфировая. Миндалины (до 10–12 об. %) размером до 3–4 мм выполнены кварцем (рис. 5д, 5е). Фенокристы представлены таблитчатыми зернами плагиоклаза (андезин) размером до 0.8 мм. Основная масса сложена тонкозернистым материалом. Структура гранонематобластовая. Минеральный состав: плагиоклаз (олигоклаз-андезин) 50–70%, биотит до 15%, амфибол до 10–15%, хлорит до 10%, кварц и сфен до 5%. Акцессорные минералы – циркон, апатит, магнетит, халькопирит.

Метаморфическими аналогами андезибазальтов, вероятно, являются лейкократовые амфиболиты (рис. 5ж, 5з). Цвет – от зеленовато-серого до темно-серого. Текстура – массивная, структура – нематогранобластовая. Основной объем породы занимает плагиоклаз и амфибол, причем плагиоклаз чаще всего преобладает над амфиболом. Минеральный состав: плагиоклаз (олигоклаз-андезин) 30–60%, амфибол (актинолит, роговая обманка) 35–50%, биотит до 30%, кварц 5–10%, магнетит 5–10%. Акцессорные минералы – эпидот, хлорит, апатит, сфен, кальцит, рутил, халькопирит, пирит.

ГЕОХИМИЯ

Все метавулканические породы имеют широкие вариации содержаний породообразующих оксидов (табл. 1). Сумма щелочей (Na₂O + K₂O) изменяется от 0.1 до 5.9 мас. %, при преобладании Na₂O над K₂O. Магнезиальность (Мg#) варьирует от 0.28 до 0.78. На классификационной диаграмме SiO₂–(Na₂O + K₂O) точки составов пород попадают в поля базальтов, андезибазальтов, редко пикробазальтов (рис. 6). Разности с содержанием MgO от 16 до 26 мас. % и Fe₂O_3tot > 14 мас. %, в соответствии с классификацией вулканических пород по химическому составу (Le Maitre et al., 2002), являются ферропикритами и ферропикробазальтами. Разности основного состава также характеризуются повышенными концентрациями Fe₂O_3tot и, в соответствии с Петрографическим кодексом (Богатиков и др., 2009), являются железистыми базальтами при К_ф = 65–75 и ферробазальтами при К_ф = 76–84 (табл. 1).

Рис. 6.

Составы метавулканитов тимской свиты на диаграмме TAS (Le Maitre et al., 2002). 1 – метабазиты 1 группы, 2 – метабазиты 2 группы, 3 – метабазиты 3 группы, 4 – метабазиты 4 группы, 5 – метабазиты 5 группы, 6 – метабазиты 6 группы.

По соотношениям (Gd/Yb)_n и Ti/Y вулканиты тимской свиты могут быть подразделены на два петрогенетических типа. Первый OIB-тип со значениями отношений (Gd/Yb)_n > 2 и Ti/Y > 500, второй MORB-тип характеризуется значениями (Gd/Yb)_n < 2 и Ti/Y < 500. По концентрациям и характеру распределения петрогенных оксидов, REE и HFSE, а также ряду индикаторных отношений вулканиты подразделяются на шесть групп: 2 группы OIB-типа и 4 группы MORB-типа. Нами использована сквозная нумерация групп, соответствующая последовательности появления вулканитов в разрезе тимской свиты (рис. 3).

Первая группа OIB-типа представлена метаферропикритами, метаферропикробазальтами и безполевошпатовыми амфиболитами, которые характеризуются повышенными содержаниями MgO = 16–26 мас. %, Fe₂O_3tot = 13.6–20.4 мас. % и сидерофильных элементов (Ni, Cr), пониженными TiO₂ и REE (0.9–2.1 мас. % и 43–96 ppm, соответственно). Распределение REE сильно фракционировано ((La/Sm)_n = 1.5–2.1, (Gd/Yb)_n = 2–3.2). Наблюдается положительная аномалия ниобия (Nb/Nb* = 1.0–1.3) и высокие значения отношения Ti/Y = 500–760 (рис. 7, 8, табл. 2).

Рис. 7.

Диаграммы вариаций основных элементов (мас. %) и микроэлементов (ppm) в зависимости от содержания MgO (мас. %). 1 – архейские пирокластические ферропикриты провинции Сюпериор по (Goldstein, Francis, 2008), 2 – палеопротерозойские ферропикриты Печенги по (Hanski, Smolkin, 1995), 3 – фанерозойские ферропикриты провинции Парана–Этендека по (Gibson et al., 2000). Условные обозначения метабазитов тимской свиты см. рис. 6.

Рис. 8.

Нормированные к примитивной мантии распределения редкоземельных и редких элементов в метавулканитах тимской свиты. Концентрации элементов в примитивной мантии по (Sun, McDonough, 1989). OIB – базальты океанических островов, E-MORB – обогащенный тип базальтов срединно-океанических хребтов, N-MORB – “нормальный” тип базальтов срединно-океанических хребтов. Составы OIB, E-MORB и N-MORB по (Sun, McDonough, 1989).

Вторая группа OIB-типа объединяет пироксен-плагиофировые и плагиофировые метабазальты, метаандезибазальты, плагиоклазовые и лейкократовые амфиболиты. Характеристики пород второй группы – повышенные концентрации титана (TiО₂ = 1.9–4.1 мас. %), фосфора (P₂O₅ = = 0.22–0.94 мас. %) и пониженная магнезиальность (Mg#(ср.) = 0.42). REE спектры сильнофракционированные ((La/Sm)_n = 1.3–3.4, (Gd/Yb)_n = 2.5–4.5). Характер распределения редких и редкоземельных элементов сопоставим с таковым в породах первой группы, но отличается их повышенными концентрациями (рис. 7, 8, табл. 2). Значения отношений: Nb/Nb* = 1.0–2.5, Ti/Y = 400–1500.

Третья группа MORB-типа включает пироксен-плагиофировые метабазальты, метаандезибазальты и плагиоклазовые амфиболиты. Содержания TiО₂ варьируют от 1.1 до 2.4 мас. %, P₂O₅ от 0.15 до 0.35 мас. %; Mg# = 0.30–0.55 (ср. = 0.43). Степень фракционирования REE: (La/Sm)_n = = 1.4–2.3, (Gd/Yb)_n = 1.5–1.8. Положительная аномалия ниобия сохраняется (Nb/Nb* = 1.0–1.6), а отношение Ti/Y значительно ниже – от 330 до 440 (рис. 7, 8, табл. 2).

Четвертая группа MORB-типа представлена единственным образцом – плагиоклазовым амфиболитом. Концентрация титана 1.4 мас. %, Mg# = 0.42, Ti/Y = 252. Характерной особенностью четвертой группы пород является преобладание тяжелых REE над легкими ((La/Sm)_n = 0.6, (Gd/Yb)_n = 1.1) и присутствие положительной аномалии ниобия Nb/Nb* = 1.4. (рис. 7, 8, табл. 2).

Пятая группа MORB-типа представлена преимущественно афировыми метабазальтами и плагиоклазовыми амфиболитами. По химическому составу метабазиты 5 группы практически эквиваленты метабазальтам 3 группы: Мg# от 0.28 до 0.51, (La/Sm)_n = 1.5–4.3, (Gd/Yb)_n = 1.2–2.1, Ti/Y = 246–488 (рис. 7, 8, табл. 2), но отличаются пониженными концентрациями P₂O₅ = 0.12–0.26 мас. % и TiО₂ = 0.8–1.5 мас. % и отчетливо проявленной отрицательной аномалией ниобия (Nb/Nb* = 0.47–0.88).

Шестая группа MORB-типа объединяет исключительно гломеропорфировые метабазальты, которые характеризуются повышенной концентрацией Al₂O₃(ср.) = 15.8 мас. %, пониженными TiO₂ (0.8–1.3 мас. %), P₂O₅ (0.08–0.2 мас. %), значениями магнезиальности, варьирующими от 0.36 до 0.47, (La/Sm)_n = 1.1–1.4, (Gd/Yb)_n = 1.1–1.3. Наблюдается отрицательная аномалия ниобия (Nb/Nb* = 0.61–0.85), Ti/Y = 264–391 (рис. 7, 8, табл. 2).

Распределение относительных объемов по группам метавулканитов, определенное по разрезам скважин, выглядит следующим образом: 1 группа ~10%, 2 группа ~20%, 3 группа ~18%, 4 группа ~1%, 5 группа ~42%, 6 группа ~9%.

РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Отсутствие до настоящего времени изотопных U-Pb датировок основных вулканитов тимской свиты обусловлено крайне редким присутствием циркона в метаморфизованных базальтах. После многих неудачных попыток нам удалось извлечь циркон из миндалекаменного метаандезибазальта (обр. 4315/491). Он представлен идиоморфными и субидиоморфными короткопризматическими кристаллами с острыми пирамидальными вершинами размером от 100 до 300 мкм. Зерна циркона прозрачные и полупрозрачные, а в зонах, содержащих включения других минеральных фаз и трещины, приобретают светло-коричневую окраску. В катодной люминесценции в цирконах наблюдается тонкая концентрическая зональность (рис. 9), что предполагает их исходную магматическую природу. Зональность, характерная для метаморфогенных цирконов, не установлена.

Рис. 9.

Изображения цирконов в катодной люминесценции из миндалекаменного метаандезибазальта тимской свиты (обр. 4315/491) с точками определения абсолютного возраста.

Результаты изотопного датирования приведены на рис. 10 и табл. 3. Возраст кристаллизации цирконов из миндалекаменного метаандезибазальта по верхнему пересечению с конкордией составляет 2099 ± 8 млн лет. Средневзвешенный ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb возраст цирконов – 2088 ± 6 млн лет.

Рис. 10.

Результаты изотопного датирования цирконов из метабазитов тимской свиты, образец 4315/491.

Sm-Nd ИЗОТОПНАЯ СИСТЕМАТИКА

Нами был изучен изотопный состав неодима для каждой группы пород OIB- и MORB-типов. Результаты исследований приведены на рис. 11 и табл. 4. Метаферропикриты группы 1 OIB-типа характеризуются положительными значениями ε_Nd(2099) = +2.2. Значения ε_Nd(2099) = 0 для пород группы 2 OIB-типа. Для групп 3, 4 и 6 MORB-типа значения ε_Nd(2099) перекрываются в пределах погрешности от –0.5 до +0.9. Из них амфиболиты группы 4 являются самыми “деплетированными” с наиболее высокой величиной отношения ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.2357. Наиболее низкорадиогенный изотопный состав неодима наблюдается в породах группы 5 MORB-типа (ε_Nd(2099) от –0.4 до –2.7). Различия первичного изотопного состава метавулканитов в совокупности с последовательностью формирования указывают на гетерогенность мантийных источников и, вероятно, различную степень влияния на их состав коровой компоненты.

Рис. 11.

Диаграммы в координатах Группа вулканитов–ε_Nd(2099) для метабазитов тимской свиты. Условные обозначения см. рис. 6.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Петрогенезис метабазитов первого OIB-типа

Генетическое родство вулканитов, объединяемых в первый OIB-тип, подтверждается рядом геологических и геохимических критериев: (1) локальное развитие ферропикритов, ферропикробазальтов и высокотитанистых базальтов в центральной части Тим-Ястребовской структуры и их чередование в разрезах (рис. 3); (2) преимущественная ассоциация с метапесчаниками, метагравелитами; (3) минеральный состав вкрапленников, коррелирующий с трендами изменения содержаний породообразующих элементов; (4) близость геохимических особенностей, таких как относительно низкие концентрации Al, Sc, Y, HREE (элементы, максимально совместимые с гранатом), фракционирование HREE, обогащение HFSE. Для вулканитов OIB-типа значения (Gd/Yb)_n = 2–4.5, что предполагает их образование в равновесии с гранатсодержащим реститом.

Анализ диаграмм MgO–элемент (рис. 7) и распределения редких и редкоземельных элементов (рис. 8) указывает на связь метабазитов групп 1 и 2 при дифференциации. Наличие контаминации подтверждается резким увеличением SiO₂ и снижением ε_Nd(2099) с +2.2 до 0 (рис. 11). Для моделирования AFC-процесса в качестве исходного расплава был принят состав ферропикрита группы 1 (обр. 4320/280). Состав кумулата 0.67Срх + + 0.19Ol + 0.08Pl + 0.02Mag рассчитан здесь и далее в программе COMAGMAT-3.74 при декомпрессионной фракционной кристаллизации (P = 5–1 кбар, fO₂ = QFM и H₂O = 0.02 мас. %). Коэффициенты распределения приняты по (Reid, 1983; Lemarchand et al., 1987; Nielsen et al., 1992; Rollinson, 1993 и ссылки в ней).

В качестве контаминантов здесь и далее выбраны породы архейского возраста, преобладающие в области развития вулканитов тимской свиты. Они представлены: (1) гнейсами обоянского комплекса, обр. 99-179 (Nd 63.4 ppm, ε_Nd(2099) = = –11) (Савко и др., 2010) и (2) гранитами атаманского комплекса, обр. 1544/209 (Nd 42.5 ppm, ε_Nd(2099) = –11.1) (Savko et al., 2019).

Моделирование AFC-процесса показывает, что наиболее кремнекислые андезибазальты группы 2 (обр. 4315/491) могли сформироваться при ~35%-й дифференциации ферропикритов. А наиболее вероятным контаминантом является смесь архейских гнейсов обоянского и гранитов атаманского комплексов в соотношении 50 : 50 (рис. 12а, 12б).

Рис. 12.

Диаграммы для метабазитов групп 2 (а, б) и 3 (в, г) с линиями процесса AFC для предполагаемого исходного расплава и разновозрастных коровых контаминантов. Черточки и цифры на линиях соответствуют доле оставшегося расплава (F), значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd рассчитаны на возраст 2099 млн лет.

По характеру распределения микроэлементов ферропикриты и ферропикробазальты тимской свиты сопоставимы с базальтами OIB-типа, а также с ферропикритами, известными от архея до фанерозоя (рис. 13). Они имеют высокие содержания MgO, Fe₂О₃, Cr и Ni (рис. 7), сильнофракционированные спектры REE. Отличительные особенности тимских ферропикритов – более низкие концентрации TiO₂, HFSE и REE (рис. 7 и 12). Пространственная и временная ассоциация с ферропикритами базальтов, в том числе высокожелезистых, наблюдаемая в разрезах тимской свиты, также отмечается многими авторами и для других регионов и временных рубежей. Во многих провинциях, так же как и в пределах Тим-Ястребовской структуры, ферропикриты обнаружены в основании магматической последовательности, что указывает на их формирование близко к началу магматизма (Hanski, Smolkin, 1989; Gibson et al., 2000; Gibson, 2002 и др.).

Рис. 13.

Распределения редкоземельных и редких элементов в ферропикритах и ферропикробазальтах тимской свиты и разновозрастных ферропикритов мира. Концентрации элементов в примитивной мантии и состав OIB по (Sun, McDonough, 1989). Архейские пирокластические ферропикриты провинции Сюпериор по (Goldstein, Francis, 2008), палеопротерозойские ферропикриты Печенги по (Hanski, Smolkin, 1995), фанерозойские ферропикриты провинции Парана–Этендека по (Gibson et al., 2000).

Существует несколько моделей формирования ферропикритовых магм: (1) в результате плавления фрагментов восходящего мантийного плюма, представленных перидотитами, обогащенными железом (Hanski, Smolkin, 1995; Gibson et al., 2000), пироксенитами (Gibson, 2002), смесью рециклированного базальта и/или габбро с высокими содержаниями железа и титана и мантийного перидотита (Ichiyama et al., 2006; Heinonen, Luttinen, 2008); (2) плавления эклогитов, сконцентрированных в верхней мантии и представляющих собой фрагменты расслоенной нижней континентальной коры (Zhang et al., 2017).

Сравнение ферропикритов и ферропикробазальтов тимской свиты с экспериментальными парциальными расплавами предполагает их перидотит-пироксенитовый источник (рис. 14). В пользу перидотитового компонента выступают высокие концентрации Ni и невысокие TiO₂, а на наличие пироксенитового источника указывают низкие содержания Al₂O₃ и СаО. Подобный смешанный перидотит-пироксенитовый источник был идентифицирован для фанерозойских дайковых ферропикритов вулканической провинции Кару, Антарктида (Heinonen et al., 2013). В то же время для тимских ферропикритов и ферропикробазальтов характерны значения (V/Lu)_n = 0.5–1.56 (ср. = 1.15) и положительная аномалия ванадия (V/V* = 0.95–1.82 (V/V*(ср.)=1.45)), рассчитано как V/V* = V_n/[Lu_n × Sc_n]^1/2, которые рассматриваются в качестве признака рециклированных ферробазальтов и/или Fe-Ti габбро в мантийном источнике (Heinonen, Luttinen, 2008).

Рис. 14.

Ферропикриты и ферропикробазальты тимской свиты в сравнении с экспериментальными парциальными расплавами (а–в) на основе перидотита при 3–7 ГПа, пироксенита при 2.5–7 ГПа и амфиболита при 1.5 ГПа. (г) grt-pxt1 – гранатовый пироксенит при 5 ГПа, grt-pxt2 – гранатовый пироксенит при 2.5 ГПа, ecl/pdt – смесь эклогит–перидотит при давлении 3.5 ГПа, grt-pdt – гранатовый перидотит при 4–7 ГПа, H₂O-pdt – перидотит, насыщенный H₂O при 5–11 ГПа. Цифры с процентами – степень плавления в опытах с пироксенитом. Источник данных для (а–в) по (Zhang et al., 2017 и ссылки в ней), для (г) по (Heinonen, Luttinen, 2008 и ссылки в ней). Заштрихованная область на (б) обозначает первичные частичные расплавы перидотита. Вулканиты с содержанием CaO ниже пунктирной линии являются потенциальными частичными расплавами пироксенита или частичными расплавами с высокой степенью перидотита, подвергшимися фракционной кристаллизации оливина.

Петрогенезис метабазитов второго MORB-типа

Метабазиты второго MORB-типа имеют более широкое ареальное распространение и выявлены в пределах Орловской, Тим-Ястребовской и Авильской структур. Они венчают разрез тимской свиты и чаще всего ассоциируют с углеродсодержащими сланцами либо с карбонатсодержащими породами. Главными геохимическими критериями, позволяющими объединить метабазиты 3–6 групп во второй тип, являются значения (Gd/Yb)_n < < 2 и Ti/Y < 500, указывающие на малоглубинный безгранатовый источник магмогенерации.

Низкие значения Mg# и концентраций совместимых элементов, таких как Cr и Ni, указывают на эволюционный характер вулканитов, связанный с фракционной кристаллизацией родительских магм. В то же время сходный диапазон концентраций главных петрогенных оксидов (SiO₂, Al₂O₃, Fe₂O_3, MgO, CaO и Na₂O) на диаграммах MgO–элемент (рис. 7) предполагает, что метабазиты из каждой группы не являются производными друг друга. Различная степень обогащения легкими лантаноидами, наличие отрицательной Nb-аномалии и низкорадиогенный изотопный состав неодима ε_Nd(2099) от +0.9 до –2.7 указывают на разную степень коровой контаминации мантийных расплавов.

Метабазиты MORB-типа имеют геохимические сигнатуры обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (рис. 8б, 8в) и толеитов N-MORB (рис. 8г). Наличие среди вулканитов образца 3121/253.5 (группа 4) с высокорадиогенным изотопным составом неодима (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = = 0.513212) указывает на их происхождение из деплетированного источника. Поэтому в качестве исходных расплавов для вулканитов второго типа могли выступать примитивные пикриты MORB. Различия в концентрациях TiO₂, P₂O₅, индикаторных соотношениях Ti/Y, (Gd/Yb)_n (рис. 7) и распределении редких и редкоземельных элементов позволяют предположить, что исходные пикриты были в разной степени обогащены этими элементами. Для моделирования AFC-процесса в качестве возможных аналогов исходных расплавов мы привлекли составы пикритов MORB-типа: (1) обогащенный пикрит с о-ва Маккуори, обр. G1564 (Husen et al., 2016), и (2) деплетированный пикрит с о-ва Баффинова Земля, обр. AP04 (Starkey et al., 2009). Образцы имеют примерно равные концентрации петрогенных оксидов, но значительно отличаются по содержанию микроэлементов. Учитывая наличие среди вулканитов образца 3121/253.5, имеющего изотопные параметры деплетированного источника, в качестве оценки начального изотопного состава неодима в исходном расплаве мы можем принять параметры DM, тогда значение ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd исходного расплава для возраста 2099 млн лет назад составит 0.51003, в соответствии с моделью (Goldstein, Jacobsen, 1988).

Результаты расчетов AFC-процесса для предполагаемых исходных расплавов и возможных архейских контаминантов показаны на рис. 12 и 15. Составы, эквивалентные метабазитам группы 3, могли сформироваться при ~15%-й дифференциации обогащенного пикрита (обр. AP04). Состав кумулата – 0.3Срх + 0.39Ol + 0.31Pl. Наиболее вероятным контаминантом, так же как и для пород группы 2 OIB-типа, является смесь архейских гнейсов обоянского комплекса и гранитов атаманского комплексов в соотношении 50 : 50 (рис. 12в, 12г). Попытка моделировать состав метабазитов группы 3 путем AFC-процесса с использованием деплетированного пикрита (обр. G1564) показывает несходимость данных элементного и изотопного расчетов для параметра F от 20 до 30%, в зависимости от параметра r и состава контаминанта.

Рис. 15.

Диаграммы для метабазитов групп 5 (а–г) и 6 (д, е) с линиями процесса AFC для предполагаемого исходного расплава и разновозрастных коровых контаминантов. Звездочкой показан предполагаемый исходный расплав. Черточки и цифры на линиях соответствуют доле оставшегося расплава (F), значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd рассчитаны на возраст 2099 млн лет.

Составы, эквивалентные метабазитам группы 5, моделируются при использовании в качестве исходного расплава как обогащенного, так и деплетированного пикрита. Кумулусная ассоциация представлена 0.47Срх + 0.21Ol + 0.3Pl + 0.02Mag. Для производных обогащенного пикрита контаминантом могли выступать гнейсы обоянского комплекса (рис. 15а, 15б). Расчет модели AFC для деплетированного пикрита показывает хорошую сходимость результатов между элементными и изотопными данными только для метабазитов из скв. 2926 (обр. 2926/1475) (рис. 15в, 15г). Они чередуются в разрезе с базальтами группы 6 (рис. 3) и, вероятно, являются их более контаминированными и дифференцированными аналогами. Отдельно стоит отметить увеличение значения параметра r (отношение массы ассимилянта к массе кумулата), по сравнению с метабазитами группы 3, что указывает на бóльший вклад коровой компоненты в состав метабазитов группы 5 и напрямую коррелирует с низкорадиогенным изотопным составом неодима в них (ε_Nd(2100) = –0.4…–2.7).

Составы, эквивалентные метабазитам группы 6, могли быть получены при ~15%-й дифференциации мантийных деплетированных расплавов (состав кумулата 0.9Ol + 0.1Pl) и наиболее низким вкладом коровой компоненты (r = 0.1), представленной смесью архейских гнейсов и гранитов в соотношении 50 : 50 (рис. 15д, 15е).

Метабазальты группы 4 являются “эндемиками”, выявленными в одной скважине, и представляют собой наименее контаминированные породы, что подтверждается преобладанием тяжелых REE над легкими ((La/Yb)_n = 0.6) и высокорадиогенным изотопным составом неодима (¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.513212). Состав, эквивалентный метабазитам группы 4, может быть получен при ~60%-й фракционной дифференциации из деплетированного пикрита кумулусной ассоциации 0.42Ol + 0.31Pl + 0.27Срх.

Таким образом, все разнообразие составов вулканитов второго типа объясняется различной степенью дифференциации и контаминации в различной степени обогащенных пикритов MORB-типа.

Геодинамический механизм формирования рифтов

К настоящему времени в палеопротерозое на территории Курского блока и Волго-Донского орогена можно зафиксировать ряд реперных событий: (1) закрытие Волго-Донского океана ~2.2–2.1 млрд лет (Terentiev et al., 2017), (2) начало коллизии Курского блока и Волго-Донского орогена ~2.1 млрд лет (Щипанский и др., 2007) и (3) региональный метаморфизм ~2.07 млрд лет (Savko et al., 2018). Полученные нами данные о возрасте основных вулканитов позволяют ограничить время формирования Орловско-Тимской рифтогенной структуры интервалом ~2.1–2.07 млрд лет. Подобная синхронизация рифтообразования на Курском блоке и конвергентных – коллизионных – процессов в смежном Волго-Донском океане, в совокупности с эволюцией вулканитов от глубинных ферропикритов до малоглубинных толеитов, позволяет утверждать, что базитовый вулканизм в пределах Орловско-Тимской рифтогенной структуры связан с прекращением субдукции океанической плиты на рубеже около 2.1 млрд лет под континентальную окраину Курского блока. Отрыв субдуцируемой океанической плиты привел к образованию плитного окна (slab-window), что инициировало апвеллинг астеносферной мантии с постепенным растяжением и утонением перекрывающей литосферы, развитие процессов рассеянного рифтогенеза и базальтового магматизма (рис. 16).

Рис. 16.

Схематическая модель формирования Орловско-Тимской структуры.

Подобные тектонические обстановки широко проявлены в фанерозое. Толеитовый магматизм каменноугольного возраста, инициированный деструкцией субдуцируемой океанической плиты, известен в Западно-Джунгарской области Центрально-Азиатского орогенного пояса (Tang et al., 2012). Щелочные и субщелочные базальты позднемиоцен-плиоценового возраста с внутриплитными геохимическими характеристиками проявлены в пределах Восточно-Камчатского вулканического пояса (Авдейко и др., 2010), базальты палеогенового возраста в Патагонии (Aragon et al., 2013), палеоцен-эоценового на Аляске и миоценового в Калифорнии (Fletcher et al., 2007; Cole, Stewart, 2009).

Проявления ферропикритов в мире редки, они встречаются в виде небольших потоков и даек. Фанерозойские обнажения связаны исключительно с крупными изверженными провинциями (Gibson et al., 2000; Gibson, 2002; Heinonen, Luttinen, 2008; Sobolev et al., 2009), тогда как архейские ферропикриты являются частью зеленокаменных поясов (Francis et al., 1999; Goldstein, Francis, 2008). Генерацию ферропикритов связывают с мантийными плюмами (например, Gibson et al., 2000; Gibson 2002; Ichiyama et al., 2006). Набор имеющихся у нас данных пока не позволяет однозначно определить источник ферропикритов тимской свиты. Однако тектоническая обстановка свидетельствует об их генерации в зоне деструкции субдуцированной океанической плиты (рис. 16б). При этом частичные выплавки дезинтегрированной эклогитизированной океанической коры могли обогащать перидотит с образованием гибридных пироксенитов, что хорошо согласуется с предварительными данными о смешанном перидотит-пироксенитовом источнике (рис. 14) с возможной рециклинговой компонентой.

ВЫВОДЫ

1. В пределах Курского блока Восточной Сарматии вулканиты тимской свиты распространены в Орловской, Тим-Ястребовской, Авильской синформах и представлены ферропикритами, ферропикробазальтами, базальтами и андезибазальтами, метаморфизованными в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. Возраст их формирования 2099 ± 8 млн лет. Положение датированных вулканитов в основании вулканогенно-осадочного разреза тимской свиты и их метаморфическая проработка позволяет ограничить время формирования Орловско-Тимской рифтогенной структуры интервалом ~2.1–2.07 млрд лет.

2. Изотопно-геохимические характеристики метавулканитов позволили разделить их на два петрогенетических типа: OIB и MORB, состав которых определялся составом мантийного источника. Различия между группами в каждом типе могут быть обеспечены за счет процессов дифференциации и коровой контаминации архейскими породами Курского блока. В качестве исходного расплава для метабазитов OIB-типа (ферропикриты, ферропикробазальты, высокотитанистые базальты и андезибазальты) предполагается состав, эквивалентный ферропикриту, который сформировался в результате плавления гранатсодержащего мантийного источника. Исходным расплавом для базальтов и андезибазальтов второго типа могли выступать в различной степени обогащенные пикриты MORB, сформированные из перидотитового источника в равновесии с безгранатовым реститом.

3. Проявления базальтового магматизма тимской свиты связаны с процессами апвеллинга расплавов из астеносферной мантии в зоне деструкции субдуцированной океанической плиты (slab-window) в обстановке аккреционно-коллизионного взаимодействия Курского блока и Волго-Донского орогена на рубеже около 2100 млн лет. Образование контрастных по петрогенезису, но близких по возрасту магм, по-видимому, происходило на разных стадиях взаимодействия астеносферной мантии с дезинтегрированной эклогитизированной океанической корой, субконтинентальной литосферной мантией и континентальной корой.

4. Учитывая период формирования Орловско-Тимской рифтогенной структуры ~2.1–2.07 млрд лет, корреляции мегаблока Сарматия с суперкратоном Ваалбара, состоящим из кратонов Пилбара и Каапвааль, нужно ограничить интервалом 2.8–2.3 млрд лет, до накопления вулканогенно-осадочной толщи тимской свиты.

Благодарности. Авторы благодарны А.А. Носовой (ИГЕМ РАН) за обстоятельную рецензию и конструктивные замечания, которые существенно улучшили настоящую статью.

Источники финансирования. Исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ (проект № 18-35-00058) и Госзадания лаборатории петрографии ИГЕМ РАН.