«КОМПЛЕКСЫ ПРОТОУРАЛИД-ТИМАНИД И ПОЗДНЕДОКЕМБРИЙСКО-РАННЕПАЛЕОЗОЙСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ВОСТОЧНОГО И СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО ОБРАМЛЕНИЯ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ ...»

На правах рукописи

КУЗНЕЦОВ НИКОЛАЙ БОРИСОВИЧ

КОМПЛЕКСЫ ПРОТОУРАЛИД-ТИМАНИД И

ПОЗДНЕДОКЕМБРИЙСКО-РАННЕПАЛЕОЗОЙСКАЯ

ЭВОЛЮЦИЯ ВОСТОЧНОГО И СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО

ОБРАМЛЕНИЯ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

Специальность 25.00.03 – «Геотектоника и геодинамика»

Автореферат на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва – 2009

Работа выполнена в Учреждении Российской Академии наук Геологический Институт РАН

Официальные оппоненты:

Ю.Г.Леонов Академик, доктор геолого-минералогических наук (Учреждение Российской Академии наук Геологический Институт РАН, г. Москва) Н.В.Короновский Профессор, доктор геолого-минералогических наук (Московский Государственный Университет им. Ломоносова, г. Москва) В.А. Душин Профессор, доктор геолого-минералогических наук (Уральская Государственная Горно-Геологическая Академия, г. Екатеринбург)

Ведущая организация: Учреждение Российской Академии наук Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН, г. Сыктывкар.

Защита состоится 9 апреля 2009 г. в 14.00 часов на заседании Диссертационного Совета Д 002.001.01 в Учреждении Российской Академии наук Институт физики Земли им. О.Ю.Шмидта РАН (ИФЗ РАН) по адресу: 123995, ГСП-5, г. Москва Дул. Б.Грузинская, д.10.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИФЗ РАН.

Автореферат разослан 2009г.

Ученый секретарь Диссертационного Совета, канд. физ.-мат. наук О.В.Пилипенко

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Основные понятия, обозначения и сокращения – континенты (палеоконтиненты) – Арктида, Протобалтика, Балтика (докембрийский остов Восточно-Европейской платформы), Сибирь, Лаврентия (докембрийский остов Северо-Американского континента);

– композитные палеоконтиненты – Лавруссия, Лавразия, Сибирско-Казахстанский континент, Гондвана, Аркт-Европа, Аркт-Лавруссия, Аркт-Лавразия;

– суперконтиненты – Родиния, Палеопангея, Пангея;

– орогены – горные покровно-складчатые сооружения;

– аккреционные орогены – окраинноконтинентальные горные покровно-складчатые (аккреционные) сооружения, которые сформировались (формируются) на активных континентальных окраинах (в активных зонах перехода от континента к океану) над зоной субдукции литосферы сопряженного с краем континента океанического бассейна за счет причленения к периферической части континента разнородных террейнов: фрагментов внутриокеанических надсубдукционных (островодужных) систем, микроконтинентов, океанических вулканических плато и т.п.

– коллизионные орогены – внутриконтинентальные («межконтинентальные») горные покровно-складчатые (коллизионные) сооружения – складчатые пояса, сформированные (изначально располагающиеся в момент своего формирования) не на краю континента, а в зоне столкновения (коллизии) двух континентов, то есть внутри вновь образованного композитного континента («составленного» из двух сталкивающихся континентов).

Принятые в работе сокращения названий тектонических единиц и регионов:

ВЕП – Восточно-Европейская платформа РСБМ – Рифтовая система Белого моря ПП – Печорская Плита ГУР – Главный Уральский разлом ЗВЯ – Земля Веделя Ярльсберга ЦУП – Центрально-Уральское поднятие ЗФИ – Земля Франца Иосифа ТПР – Тимано-Печорский регион ПИЧ – Припечорско-Илыч-Чикшинская (сутура) ТПБР – Тимано-Печорско–Баренцевоморский регион Актуальность темы диссертации Выявление истории и особенностей формирования континентальной коры различных регионов является одной из приоритетных задач в науках о Земле. Особенно это касается труднодоступного и в значительной степени хуже изученного Арктического сектора Земли (значительную часть которого составляют Тимано-Печорский и Баренцевоморский регионы), интерес к которому в связи с нефтегазоносностью арктических шельфов резко возрос в последнее десятилетие. В настоящее время среди сторонников плитовой тектоники существует консенсус по поводу очередности позднедокембрийских и фанерозойских процессов ассамблирования палеоконтинентов Балтики, Лаврентии, Сибири, Казахстана и других крупных континентальных масс в северную часть Пангеи и ее последующей дефрагментации. Однако в разработке деталей эволюционного процесса все еще остается много нерешенных, спорных или недостаточно обоснованных построений. Это касается расшифровки структуры и происхождения обрамлений древних кратонов (включая время и механизмы их формирования), компоновки врменных композитных палеоконтинентов, траекторий дрейфа континентальных блоков и островодужных ансамблей, эволюции (а, зачастую, и самого существования) разделяющих палеоконтиненты океанических бассейнов и т.д. Все это во многом еще дискуссионные темы, что и определяет актуальность темы исследования.

В получившем в настоящее время широкое признание варианте схемы раннего этапа ассамблирования Пангеи наряду с крупными докембрийскими континентами Лаврентия и Балтика фигурируют мелкие блоки и микроконтиненты (такие, например, как Баренция, Карский блок, блок арктической Аляски – северной Чукотки и др.), слагающие в настоящее время обширные области Арктических шельфов и северных краевых частей СевероАмериканского и Евразийского континентов. Большинство исследователей полагает, что в позднем докембрии Тиманская окраина Балтики наращивалась за счет причленения к ней разнородных блоков и террейнов. Затем в раннем палеозое Балтика своей Скандинавской окраиной столкнулась с Лаврентией, при этом образовался каледонский континент Лавруссия, который в среднем палеозое столкнулся с Сибирско-Казахстанско-Киргизским композитным континентом с образованием герцинского континента Лавразия – северной части Вегенеровской Пангеи. Некоторые положения изложенной схемы, особенно касающиеся эволюции восточного и СВ складчатого обрамления Балтики как в позднем докембрии, так и в палеозое, к настоящему времени вполне надежно обоснованы комплексом геолого-геофизических данных. Однако некоторые моменты этой схемы, по существу, ничем не подкреплены. Новые геолого-геофизические данные, появившиеся в последние годы, позволяют существенно пересмотреть сценарий самого раннего (начального) этапа собирания Пангеи. В новой авторской интерпретации мелкие континентальные блоки, рассеянные в настоящее время в Арктическом секторе, в позднем докембрии и раннем палеозое не участвовали в аккреционных процессах, а были частями позднедокембрийского континента Арктида. Формирование Пангеи началось с коллизии Балтики и Арктиды на временном рубеже позднего докембрия и кембрия, при этом в зоне столкновения сформировался коллизионный ороген Протуралид-Тиманид, спаявший континенты в единый массив континентальной коры, который предлагается называть палеоконтинент Аркт-Европа и который, по сути, стал «древним ядром» северной части Пангеи.

';

Главной целью исследования была разработка внутренне непротиворечивого и учитывающего все современные данные геодинамического сценария позднедокембрийской-раннепалеозойской эволюции восточного и СВ обрамления ВЕП.

1) систематизация и обобщение с единых позиций всей совокупности данных по геологическому строению ареалов распространения комплексов протоуралид-тиманид;

2) получение дополнительных характеристик стратифицированных комплексов протоуралид-тиманид и базальных уровней стратиграфических разрезов, перекрывающих протоуралиды-тиманиды;

3) уточнение разрезов и составление геологических схем и карт для участков распространения комплексов протоуралид-тиманид;

4) составление геологических схем и карт отдельных интрузивных массивов и получение новых изотопно-геохронологических и изотопно-геохимических данных для протоуральско-тиманских гранитоидов;

5) получение изотопно-геохронологических и изотопно-геохимических данных по детритным цирконам из обломочных пород протоуральско-тиманских толщ (метод TerraneChronTM);

6) сбор и обобщение структурно-геологических характеристик комплексов протоуралид-тиманид и их дополнительное структурно-геологическое доизучение.

Основу диссертации составили данные, полученные автором в ходе многолетних полевых исследований в различных районах Урала, Тимана и Шпицбергена. Кроме того, использованы материалы, содержащиеся в многочисленных публикациях по этим регионам, в отчетах по результатам разномасштабных геологосъемочных и поисковых работ, а также неопубликованные данные, любезно предоставленные коллегами в распоряжение автора.

В результате проведенных исследований:

1) предложен и обоснован сценарий позднедокембрийской-раннепалеозойской эволюции СВ обрамления ВЕП с позиций коллизионной тектоники, ключевым моментом которого является становление кембрийского коллизионного орогена Протоуралид-Тиманид в зоне столкновения Тиманской пассивной окраины Балтики и активной окраины континента Арктида, реликты которого в настоящее время слагают обширные области фундамента Тимано-Печорского региона и Баренцевоморского шельфа;

2) впервые на основе обобщения структурно-геологических характеристик комплексов протоуралид-тиманид (включая структурно-геологические данные, полученные автором на Шпицбергене и Полярном Урале) показан дивиргентный характер кембрийского орогена Протоуралид-Тиманид;

3) впервые получена надежная биостратиграфическая характеристика (по конодонтам) базальных уровней фанерозойского разреза, перекрывающего аналоги протоуралидтиманид на юго-западе Шпицбергена, и доказан их позднекембрийский возраст;

4) впервые на основе нового фактического материала и критического анализа известных данных показано, что комплексы структурного основания Свальбарда являются СЗ продолжением орогена Протоуралид-Тиманид и перекрывающего их позднекембрийскоордовикского чехла;

5) впервые получены изотопно-геохронологические и изотопно-геохимические характеристики детритных цирконов из пород протоуральско-тиманских толщ поднятия ЕнганэПэ (Полярный Урал), увала Джежим-Парма (Южный Тиман) и ЗВЯ (ЮЗ Шпицберген);

6) проведено изотопно-геохронологическое датирование ряда массивов интрузивных пород (Вангырский гранитоидный массив, гранитоиды и габброиды Мазаринского магматического ареала, граниты южной периклинали Уралтау, гранитоиды, слагающие блоки в Манюкуяхинской полосе серпентинитового меланжа на поднятии Енганэ-Пэ);

7) впервые выполнено обобщение результатов датирования детритных и ксеногенных минералов (циркон, слюды, монацит) из обломочных и магматических комплексов палеозойского и раннемезозойского (триасового) возраста, распространненых в современной Арктике; сделан вывод о том, что источником минералов с возрастом ~730–500 млн лет являются комплексы кембрийского орогена Протоуралид-Тиманид и его реликтов.

1) полученные новые датировки магматических и метаморфических комплексов, а также определения минимального седиментационного возраста обломочных комплексов, основанные на анализе детритных цирконов из этих комплексов, и стратиграфические позиции осадочных толщ, основанные на находках конодонтов, могут быть использованы при составлении нового поколения геологических карт и легенд к ним;

2) составленные автором разрезы и детальные геологические схемы могут быть интегрированы в кондиционные геологические карты нового поколения;

3) разработанные представления о трехслойной архитектуре верхних уровней фундамента СВ части Печорской плиты (Большеземельского блока) могут быть применены при пересмотре представлений о нефтегазоносности этого региона;

4) тектоническое районирование и типизация комплексов протоуралид-тиманид могут быть использованы при составлении мелкомасштабных и обзорных тектонических, палеогеографических, палеогеодинамических и др. специализированных карт;

5) разработанные представления о позднедокембрийской и раннепалеозойской эволюции восточной и СВ периферии ВЕП, а также Атлантического сектора Арктики, могут быть интегрированы в систему обновленных глобальных палеотектонических реконструкций;

6) все полученные результаты могут быть использованы в учебных курсах по исторической геологии, общей тектонике и геодинамике, а также региональной тектонике и геодинамике ВЕП и Арктики.

Работа состоит из введения и шести частей. Объем диссертации 475 стр., включая рис., 2 табл. и список литературы из 574 пунктов.

В ЧАСТИ I изложены сведения об общей историко-геологической типизации комплексов восточного и СВ обрамления ВЕП, а также тектоническое районирование Западного Урала и ТПБР. В ЧАСТИ II приведен обзор современных представлений о природе позднедокембрий-ских образований восточного и СВ обрамления ВЕП, а также их позднедокембрийской и раннепалеозойской тектонической эволюции. Обзор точек зрения на эволюцию протоуралид-тиманид сопровождается их критическим анализом. В ЧАСТЯХ III и IV дано последовательное регионально-геологическое описание районов распространения комплексов протоуралид-тиманид. В ЧАСТИ V приведены доказательства существования кембрийского коллизионного орогена Протоуралид-Тиманид и показано, что этот ороген сформировался при коллизии Тиманского сегмента Тиманско-Уральской пассивной окраины Балтики и Большеземельской активной окраины Арктиды. В ЧАСТИ VI суммированы главные результаты выполненного исследования, сформулированы некоторые следствия и геотектонические приложения разработанных представлений о строении и позднедокембрийской эволюции восточного и СВ обрамления ВЕП, а также намечены геотектонические приложения и некоторые выводы, касающиеся общих вопросов позднедокембрийской и палеозойской эволюции Земли и глобальных палео-тектонических реконструкций.

Результаты исследований, а также сформулированные на их базе основные защищаемые положения и выводы, неоднократно представлялись на многочисленных научных семинарах, конференциях, симпозиумах и т.п. В частности, на научных семинарах в ИФЗ РАН, на Тектонических коллоквиумах в ГИН РАН (1997-2008), ежегодных конкурсных сессиях ГИН РАН (1997-2008), на заседаниях Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя ГИН РАН, на Геологическом семинаре ИГиГ УрО РАН (Екатеринбург, 2003), на семинаре «Вопросы теории и практики интерпретации потенциальных полей им.

А.Г. Успенского (Екатеринбург, 2006; Ухта, 2008), на региональных конференциях по геологии республики Башкортостан (Уфа, 1997, 2004), на Чтениях им. А.Н.Заварицкого (Екатеринбург, 1999-2008), на Съездах геологов республики Коми (Сыктывкар, 1999, 2004), на совещаниях МТК (Москва, 1997-2003; Новосибирск, 2004, Москва, 2005-2009), на совещании рабочих групп проектов IGCP: 319 «Глобальная палеогеография венда и палеозоя»

(Екатеринбург, 1996); 453 «Сравнительная тектоника орогенов» (Уфа, 2004); 497 «Океан Реик – его происхождение, эволюция и корреляции» (Портсмунд, 2005); 499 «От Гондваны и Лавруссии до Пангеи; динамика океанов и суперконтиентов» (Франкфурт на Майне, 2008), на совещании рабочей группы международного проекта «Преварисцийские террейны «Gondwanan Europe» (Дрезден, 1998), на конференциях рабочих групп программы «EUROPROBE» (Сыктывкар, 1999; Москва, 2001), на международной конференции «PCGT–2005, Докембрийский континентальный рост и тектонизм» (Джанси, 2005), на международной конференции «Кристаллические породы Восточно-Европейской платформы» (Варшава, 2005), на международной конференции «Геодинамика и минерагения»

(Сыктывкар, 2005), на совещании рабочей группы международного проекта «Новые концепции в Альпийской геологии, Нижние Пенинские покровы в Западно-Центральных Альпах» (Лозанна, 2006), на сессиях Генеральной ассамблеи EGU (Гаага, 1999; Ница, 2002;

Вена, 2005, 2006, 2007, 2008), на сессиях IGC (Пекин, 1996; Рио де Жанейро, 2000; Флоренция, 2004, Осло, 2008), на совещании «Чтения памяти С.Н.Иванова» (Екатеринбург, 2008), на 2-й Центрально-Европейской минералогической конференции (CEMC) и XV конференции петрологической секции Польской минералогической ассоциации (Szklarska Porba, Польша, 2008) и др.

Основные результаты исследований, а также полученные на их основе выводы и построения опубликованы в виде статей в Трудах ГИН РАН, Вып.500 (2 статьи), Вып. (участие в монографии), Вып. 561 (2 статьи); в научных журналах: Доклады РАН (1999, 2006, 2007, 2008, 2009); Бюл. МОИП, отд. геолог. (2007, 2008, 2009); Геотектоника (2000, 2001, 2008); Литосфера (2006, 2007); Вестник Воронежского Гос. Унив. Сер. Геология (2000), Mineralogical society of Poland (2005), Gondwana Research (2007), а также в нескольких научных сборниках.

Автор выражает искреннюю благодарность своим первым научным наставникам В.М.

Ряховскому, В.И.Борисенку, А.В.Рязанцеву, А.Д.Гидаспову, Э.М.Спиридонову, Л.А.Савостину†, К.Б.Сеславинскому†, а также бывшим и нынешним сотрудникам Лаборатории геодинамики позднего докембрия и фанерозоя ГИН РАН, в которой автор работает более лет. Кроме того, автор признателен бывшим и нынешним сотрудникам других лабораторий ГИН РАН, бывшим и нынешним сотрудникам ИГ Коми НЦ УрО РАН (Сыктывкар), ИФЗ РАН (Москва), ИМин и ИГЗ УрО РАН (Миасс), ИГиГ УрО РАН (Екатеринбург) ИГ УНЦ РАН (Уфа), ФУГГП «АЭРОГЕОЛОГИЯ» (Москва), геологического факультета МГУ (Москва), ИО РАН (Москва), уральских геолого-съемочных производственных организаций, ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург), а также многим другим коллегам, которые на протяжении многих лет оказывали поддержку и помощь или участвовали в проведении совместных полевых исследований.

Автор благодарен коллегам из Университета науки и технологии И.Черны, М.Манецки, Я.Майка (AGH, Краков, Польша), из института геологических наук Ягиелонского Университета М.Михалик (Краков, Польша), из Геологического факультета Лаврентийского ун-та М.Бьернеруд (Апелтон, Висконсин, США), с которыми автор участвовал в полевых исследованиях на Шпицбергене. Кроме того, профессорам У.Линнеману (Минералогический Музей, Дрезден, Германия), Д.Джи (Университет, Упсала, Швеция), Б.Мёрфи (департамент наук о Земле, ун-та Св. Франциска Хавиера, Антигониш, Нова Скоша, Канада), докторам Ж.-Л.Епарду (Геологический ф-т ун-та Лозанны, Лозанна, Швейцария), Б.Бушману (Горная Академия, Фрайберг, Германия) и другим зарубежным коллегам, оказавшим в разное время поддержку исследованиям по теме диссертации в рамках международных проектов и программ, а также в представлении результатов исследований на международных научных форумах.

Автор чрезвычайно признателен руководителям ГИН РАН, ИГ Коми НЦ УрО РАН, ФУГГП «АЭРОГЕОЛОГИЯ», ИФЗ РАН, а также руководителям других организаций, оказывавшим в разные годы организационную и финансовую поддержку исследованиям по теме диссертации, которые также были финансово поддержаны РФФИ (инициативные проекты №№ 95-05-14545, 99-05-64005, 00-05-64645, 00-05-64104, 00-05-64719, 02-05Некоторые очень важные результаты автору не удалось бы получить без существенной помощи и поддержки Г.Н.Александровой, Т.Ю.Толмачевой, Т.Д.Зеленовой и В.А.Котова.

Автор считает приятным долгом высказать благодарность своим соавторам по основным публикациям – А.В.Рязанцеву, К.Е.Дегтяреву, С.В.Руженцеву, С.Г.Самыгину, С.А.Куренкову†, В.С.Буртману, А.В.Дворовой, В.А.Аристову, А.А.Соболевой, О.В.Удоратиной, К.В.Куликовой, В.А.Андреичеву, М.В.Герцевой, Т.Б.Петровой, М.В. Кононову, К.Н.Шатагину, Н.В.Лубниной, А.А.Беловой и др. Автор выражает особую благодарность уральским геологам – организаторам многочисленных экскурсий на опорные и ключевые объекты Урала – членам корреспондентам РАН В.Н.Пучкову, Б.И.Чувашову и А.В.Маслову, докторам геол.-мин. наук – И.Б.Серавкину, С.Е.Знаменскому, К.С.Иванову, А.Т.Расулову, В.В.Зайкову, В.В.Масленникову и Д.М.Ремизову, кандидатам геол.-мин. наук – Е.Н.Горожаниной, М.Т.Крупенину, Е.В.Пушкареву, Г.А.Петрову, Е.В.Белогуб, И.Ю.Мелекесцевой и мн. др. Особая багодарность автора – доктору геол.-мин. наук Л.М.Натапову, PhD Е.А.Белоусовой (Центр ГЕМОК, Маквори ун-т, Сидней, Австралия), которые провели изотопно-геохронологическое и изотопно-геохимическое изучение детритных цирконов.

Диссертация представляет собой крупное региональное обобщение по строению позднедокембрийских и раннепалеозойских комплексов восточного и СВ обрамления ВЕП. В ходе работы по теме диссертации автором: 1) проведено изучение многочисленных разрезов и составлены геологические схемы и карты участков распространения позднедокембрийских комплексов для некоторых районов Западного Урала и ТПБР; 2) получена биостратиграфическая характеристика базальных уровней фанерозойского разреза на ЗВЯ, что позволило провести корреляцию раннепалеозойского несогласия на ЮЗ Шпицбергене и несогласия, проявленного в основании фанерозойского разреза ТПБР и Западного Урала (предуральско-тиманское несогласие); 3) составлены геологические схемы и карты нескольких интрузивных массивов и получены новые изотопно-геохронологические и изотопно-геохимические данные для протоуральско-тиманских гранитоидов; 4) впервые получены изотопно-геохронологические и изотопно-геохимические данные по детритным цирконам из обломочных пород протоуральско-тиманских толщ; 5) получены новые структурные материалы по комплексам протоуралид-тиманид; 6) на основании всей совокупности имеющихся к настоящему моменту и полученных автором геологических материалов проведено монографическое описание протоуральско-тиманских комплексов и структур Западного Урала и ТПБР; 7) показано, что протоуральско-тиманские комплексы формировались в основном на окраинах двух континентов (Балтики и Арктиды) и в зоне их коллизионного взаимодействия, реконструирована геодинамическая эволюция восточного и СВ обрамления ВЕП в позднем докембрии и самом начале палеозоя.

Следующие результаты работы выносятся как защищаемые положения.

I. Позднедокембрийские комплексы Центрально-Уральского поднятия формировались на окраинах двух континентов – на Уральском сегменте Тиманско-Уральской пассивной окраины Балтики и на Большеземельской активной окраине Арктиды.

II. Позднедокембрийско-среднекембрийские комплексы и сложенные ими покровноскладчатые структуры восточного (Уральского) и северо-восточного (Тимано-Печорско– Баренцевоморского) обрамления ВЕП представляют собой реликты раннекембрийского дивергентного орогена (покровно-складчатого горного сооружения) ПротоуралидТиманид, сформировавшегося в результате столкновения Тиманского сегмента ТиманскоУральской пассивной окраины Балтики и активной Большеземельской окраины Арктиды.

Осевая зона орогена приблизительно маркируется Припечорско-Илыч-Чикшинской сутурой. Реликты ЮЗ крыла орогена сложены комплексами Тиманского сегмента ТиманскоУральской окраины Балтики. Реликты СВ крыла орогена сложены комплексами Большеземельской окраины Арктиды. Современная структура протоуралид-тиманид – это результат постколлизионного усложнения структуры орогена Протоуралид-Тиманид.

III. Комплексы структурного основания Свальбарда являются северо-западным продолжением орогена Протоуралид-Тиманид и нижних (верхнекембрийско-ордовикских) уровней перекрывающего их фанерозойского чехла.

IV. Произошедшая на рубеже венда и кембрия коллизия Балтики и Арктиды (протоуральско-тиманская орогения) является наиболее ранним эпизодом собирания континента Аркт-Лавразия – северной части Вегенеровской Пангеи.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

В работе обобщены регионально-геологические материалы по районам распространения преимущественно позднедокембрийских и, в меньшей степени, раннепалеозойских комплексов восточного и СВ обрамления ВЕП. На этой основе предложен обновленный вариант тектонического районирования позднедокембрийских и ранне-среднекембрийских комплексов Западного Урала и ТПБР, проведены типизация и определение геодинамической природы позднедо-кембрийских и ранне-среднекембрийских комплексов (в т.ч. и гранитоидов), выполнен анализ пространственного распределения датировок магматитов и метаморфитов в пределах этих регионов, выявлен характер структурных парагенезов позднедокембрийских и ранне-среднекембрийских комплексов Западного Урала и ТПБР.

ЧАСТЬ I. Позднедокембрийские комплексы и структуры восточного ВЕП – один из древних кратонов Евразии, в строении которого участвуют два главных комплекса пород – фундамент и чехол. Традиционно считалось, что фундамент имеет раннедокембрийский, а чехол – позднедокембрийско-фанерозойский возраст. В последние десятилетия было показано, что такое четкое возрастное деление комплексов фундамента и чехла можно провести лишь в центральных и восточных частях платформы. В ее западных частях комплексы, которые по составу, уровню метаморфических преобразований и характеру деформаций можно отнести к комплексам фундамента, имеют позднедокембрийские (до 0.9 млрд лет) возраста.

В палеотектоническом смысле докембрийский остов ВЕП представлял собой континенты (палеоконтиненты) Протобалтику и Балтику. В работе [Богданова, 1986] впервые в докембрийском остове ВЕП (s.s.) были выделены три крупных разнородных и разновозрастных древних сегмента – Сарматия, Волго-Уралия и Феноскандия, а в последующих работах [Bogdanova, 1991,1993,2005; Щипанский и др., 2007; Bogdanova et al., 2008 и др.] была показана их сложная внутренняя архитектура, что позволило реконструировать различные этапы их геодинамической эволюции. Пространственное сочленение сегментов кратона сопровождалось коллизионными процессами – орогенезами, проявленными в интервале времени 2.0–1.7 млрд лет [Bogdanova et al., 2008 и др.].

Собирание раннедокембрийского остова ВЕП началось на рубеже ~2.0 млрд лет, когда столкнулись Сарматия и Волго-Уралия. При этом образовался Волго-Сарматский протократон [Щипанский и др., 2007]. На рубеже 1.8–1.7 млрд лет с этим протократоном столкнулась Феноскандия [Bogdanova, 2005]. В результате сформировался агломерат древних блоков – Протобалтика. На западе (здесь и далее, если это не оговорено специально, речь идет о современных координатах) Протобалтики вплоть до рубежа ~ 0.90 млрд лет протекали аккреционные и коллизионные процессы (Готская фаза –1.73-1.55 млрд лет, Телемаркская фаза – 1.52-1.48 млрд лет, Данополонская фаза –1.50-1.40 млрд лет, Свеконорвежская фаза –1.14млрд лет). В это же время в центральных и восточных частях Протобалтики размывались орогены, возникшие при столкновении (в конце раннего докембрия) Сарматии, ВолгоУралии и Феноскандии. Продукты их разрушения заполняли окраинные (типа пассивных континентальных окраин) и внутрикратонные осадочные бассейны. Последние из них на ранних этапах своего развития являлись рифтогенными бассейнами, пространственно наследовавшими положение коллизионных поясов конца раннего докембрия [Bogdanova et al., 2008 и ссылки в этой работе]. Протобалтика в середине позднего докембрия вошла в состав суперконтинента Родиния [Meert, Powell, 2001, Li et al., 2008 и ссылки в этих работах] или по другим представлениям – Палеопангея [Piper, 2000, Балуев, 2006]. Позднее в результате деструкции суперконтинента древний остов ВЕП обособился как континент Балтика [Harz, Torsvik, 2002; Li et al., 2008 и ссылки в этих работах], который как самостоятельный массив континентальной коры просуществовал до рубежа позднего докембрия и кембрия [Puchkov, 1997; Пучков, 2000; Кузнецов и др., 2005а,б, Kuznetsov et al., 2007 и др.] или, по другим представлениям, до начала среднего палеозоя [Torsvik, Cocks, 2005 и др.].

В результате позднедокембрийско-фанерозойской эволюции окраин Балтики по ее периферии сформировались разновозрастные складчатые пояса. В работе рассмотрены только позднедокембрийско-кембрийские комплексы и структуры, обрамляющие ВЕП с востока (Западный Урал) и СВ (ТПБР), приведена их историко-геологическая типизация и тектоническое районирование (рис. 1). В строении восточного и СВ складчатого обрамления ВЕП принимают участие комплексы нескольких возрастных групп. В частности, на востоке (на Урале) широким распространением пользуются разнородные образования, возраст которых охватывает временной интервал от позднего кембрия до конца палеозоя, а на крайнем севере восточного обрамления ВЕП (хр. Пайхой) – до начала мезозоя. За комплексами этой возрастной группы закрепилось название – уралиды (в диссертации уралиды не рассмотрены) (рис. 2).

Уралидам противопоставляются отчетливо обосабливающиеся от них структурным и стратиграфическим несогласием более древние протоуральские (иногда называемые доуральские) комплексы. Разделение комплексов Урала на уралиды и протоуралиды впервые было предложено Н.П.Херасковым [1948]. Эти комплексы также разделяются на образования западного (Западный Урал) и восточного типа (Восточный Урал). Западные протоуралиды на основании существенных различий в составе и строении разделены на два типа – южные и северные протоуралиды. Слабодислоцированные мезозойские и кайнозойские образования называются послеуралидами или неоуралидами (в работе не рассмотрены).

В пределах СВ обрамления ВЕП также отчетливо выделяются две разновозрастные группы комплексов и структур. Ранняя из них в Тимано-Печорской части региона имеет устоявшееся в литературе наименование – тиманиды1. Верхний возрастной рубеж тиманид Термин «тиманиды» впервые был предложен Н.С.Шатским [1946], в последующем он был заменен термином «байкалиды». В последнее десятилетние в работах В.Н.Пучкова [2001, 2005 и др.] термин тиманиды реанимирован, а смысловое содержание его расширено за счет включения в тиманиды протоуралид.

поздний кембрий, а нижний возрастной рубеж точно не определен. Достоверно известно, что выходящие на дневную поверхность толщи, относимые к тиманидам, сопоставимы лишь с верхним рифеем, но в литературе высказываются предположения и о том, что наряду с ними в строении тиманид участвуют и образования среднего рифея [Roberts, Olovyanishnikov, 2004].

Позднекембрийские и более молодые комплексы ТПБР менее дислоцированы по сравнению с тиманидами и перекрывают их в виде платформенного чехла. Тиманиды выступают на дневную поверхность из-под чехла лишь в некоторых трудно доступных районах Тиманского кряжа и п-ова Канин Нос, их аналоги обнажаются на о. Кильдин, п-овах Средний, Рыбачий и Варангер, на островах архипелага Новая Земля и на ЮЗ Шпицбергена. В остальных местах ТПБР тиманиды скрыты под мощным комплексом фанерозойских отложений чехла и лишь в отдельных случаях вскрыты глубокими скважинами.

Уральское обрамление ВЕП (Уральский складчатый пояс) – это протяженная (2500 км) субмеридиональная структура с отчетливо выраженной продольной сегментацией и поперечной тектонической зональностью (рис. 1). По простиранию Урала отчетливо выделяются Южно-, Средне-, Северо-, Приполярно- и Полярно-Уральские продольные сегменты.

Поперечная зональность выражена в наличии отчетливо обосабливающихся Восточно- и Западно-Уральских мегазон [Херасков, Перфильев, 1963; Тектоника …, 1977; Перфильев, 1979; Иванов и др., 1986 и др.]. Границей между Западно- и Восточно-Уральскими мегазонами, имеющими общеуральскую протяженность, является ГУР – западное ограничение полосы развития массивов ультраосновных пород и полей серпентинитового меланжа. В строении Западно-Уральской мегазоны участвуют дислоцированные палеозойские карбонатные и кремнисто-глинистые толщи, прослеживающиеся вдоль всего Урала. Формирование этих комплексов происходило в пределах шельфа, склона и подножия ВосточноЕвропейского палеоконтинента [Пучков, 1979а, 2000; Иванов, 1998]. Кроме того, на западе Урала распространены неравномерно метаморфизованные осадочные и вулканогенноосадочные толщи раннедокембрийского (на современном эрозионном срезе представлены крайне незначительно) и позднедокембрийского возраста, а также связанные с ними интрузивные образования преимущественно среднего и кремнекислого состава. Эти допозднекембрийские образования (протоуралиды) участвуют в строении по существу непрерывной цепочки структур, характеризующейся переменной шириной и общеуральской протяженностью и именующейся Центрально-Уральским поднятием (ЦУП). В пределах Восточно-Уральской мегазоны, преимущественно распространены ранне-, средне- и реже позднепалеозойские вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные комплексы, офиолиты и гранитоиды. На Южном Урале комплексы, в целом характерные для Восточно-Уральской мегазоны, слагают отдельные крупные структурные элементы Сакмарской и Кракинской структурных зон, располагающихся в пределах Западно-Уральской мегазоны.

Было показано [Руженцев, 1979 и др.], что эти структурные элементы характеризуются безкорневым (аллохтонным) залеганием на комплексах и структурах Западно-Уральской мегазоны. Они получили название «краевые аллохтоны».

СВ обрамление ВЕП естественным образом разделяется на два сегмента – преимущественно континентальный, включающий Тимано-Печорскую и ПайхойскоНовоземельскую части региона, и преимущественно морской, включающий шельф Баренцева моря, структуры СВ обрамления Балтийского щита и архипелага Свальбард (рис. 1).

Граница между сегментами условная. Центральное положение в строении континентального сегмента ТПБР занимает ПП, в пределах которой мощный фанерозойский чехол полностью перекрывает тиманиды. В ЮВ обрамлении плиты (на Тиманском кряже и на п-ове Рис. 1. (1.3.) Некоторые тектонические элементы В и СВ периферии ВЕП и западного сектора Арктики (протоуралиды-тиманиды восточного и СВ складчатого обрамления Балтики). Звездами с номерами помечены места отбора проб для датирования детритных цирконов: 1 – увал Джежим-Парма (Южный Тиман), 2 – поднятие Енганэ-Пэ (запад Полярного Урала); 3 – ЗВЯ (ЮЗ Шпицберген). Расшифровку аббревиатур см. в тексте.

Канин Нос) тиманиды выступают на дневную поверхность. Кроме того, тиманиды фрагментарно обнажены в СВ обрамлении плиты – на хр.Пайхой, о. Вайгач и на юге Новой Земли. Центральное положение в строении Баренцевоморского сегмента ТПБР занимает впадина Баренцева моря (Баренцевоморская плита), верхние горизонты коры которой слагает мощный фанерозойский чехол. Из под чехла на юге и севере Баренцевоморского сегмента – в структурах СВ обрамления Балтийского щита, на Свальбарде и на севере архипелага Новая Земля – на дневную поверхность выступают возрастные аналоги тиманид Тимано-Печорского сегмента региона – неравномерно метаморфизованные и дислоцированные преимущественно позднедокембрийские образования.

Протоуралиды восточного и тиманиды СВ обрамления ВЕП в совокупности названы протоуралидами-тиманидами [Кузнецов, 2005 а,б; Кузнецов и др., 2006, 2007а,б,в; Кузнецов, 2006,2007, 2008в; Kuznetsov et al., 2005a,b; 2007; Soboleva et al., 2005]. Верхний возрастной предел этих образований соответствует возрасту базальных горизонтов уралид на Урале и возрасту базальных горизонтов наиболее древних элементов строения чехла ПП и других частей ТПБР. В обоих случаях таковыми являются толщи верхнекембрийсконижнеордовикских терригенных пород. Комплек- Рис. 2 (1.2.) Общая историко-геологическая сы, которые мы именуем, как протоуралиды- типизация комплексов восточного и СВ обтиманиды иногда называются байкалидами [Ива- рамления ВЕП.

нов, 1977а,б; Иванов и др., 1986], салаиридами [Самыгин, Лейтес, 1986], кадомидами [Пучков, 2000] или тиманидами [Пучков, 2001, 2005].

Структурно-вещественные характеристики протоуралид-тиманид позволяют разделить их на два типа. Первый из них – протоуралиды-тиманиды ЮЗ-типа – преимущественно представлены относительно слабо деформированными и метаморфизованными осадочными образованиями, ареал распространения которых непосредственно примыкает к Балтике – Башкирское поднятие, Кваркушский антиклинорий, Тиман и прилегающая к нему часть фундамента ПП (Тиманский мегаблок) (рис. 1). К СВ и востоку от ареала распространения протоуралид-тиманид ЮЗ-типа (т.е. на удалении от Балтики) располагается ареал развития комплексов про тоуралид-тиманид СВ-типа – Ляпинский антиклинорий и все более северные выступы протоуралид-тиманид ЦУП, Большеземельский мегаблок фундамента ПП, поднятия, сложенные протоуралидамитиманидами на Пайхое, о. Вайгач, на юге Новой Земли, на Свальбарде. В строении этих образований довольно широко представлены существенно более интенсивно дислоцированные и метаморфизованные вулканогенные, вулканогенно-осадочные комплексы. Границей между ареалами распространения комплексов протоуралид-тиманид ЮЗ и СВ типов служит ПИЧ-зона разломов фундамента ПП и ее продолжение к СЗ – в пределы шельфа Баренцева моря и к ЮВ – в пределы Урала (рис. 1).

Уже в ранних работах [Шатский, 1946; Журавлев, Гафаров, 1959; Херасков, Перфильев, 1963] были замечены существенные вещественные различия протоуралидтиманид ЮЗ- и СВ-типа и на этом основании был сформулирован вывод о том, что эти разнородные комплексы первоначально принадлежали совершенно разным палеоструктурам –“миогеосинклинали” и “эвгеосинклинали” (в существовавшей в те годы терминологии), соответственно. С развитием плитотектонических представлений в науках о Земле мобилистские подходы стали применяться и к интерпретации строения и эволюции протоуралид-тиманид.

По единодушному мнению большинства современных исследователей в палеотектоническом смысле преимущественно осадочные позднедокембрийские комплексы ЮЗ протоуралид-тиманид были сформированы на окраине континента Балтика. При этом палеотектоническая природа и первичная тектоническая принадлежность СВ протоуралид-тиманид, в строении которых существенная роль принадлежит изверженным образованиям, до настоящего времени является дискуссионной. Уже накопилось много вариантов вещественной и палеотектонической типизации СВ протоуралид-тиманид, среди которых отчетливо обособляются “аккреционный” и “коллизионный” подходы к трактовке геодинамической эволюции СВ и восточного обрамления Балтики.

“Аккреционный” подход. В рамках этих представлений в позднем венде (эдиакарии) или, возможно, в конце рифея – начале венда Тиманская окраина Балтики трансформировалась из пассивной в активную (аккреционную) континентальную окраину, которая нарастилась несколькими островодужными и микроконтинентальными терреинами, придрейфовавшими из Тиманского океана [Юдин Дедеев, 1987; Оловянишников, 1998; Костюченко, 2005; Костюченко и др., 2006; Gee et al., 2000; Siedlecka et al, 2004; Pease et al, 2004; 2008; Kostyuchenko et al., 2006 и др.]. При этом считается, что Балтика была в это время изолированным континентом, либо совсем не затрагивается проблема соотношения Балтики с другими континентами. В то же время, в работах [Scarrow et al., 2001; Murphy et al., 2001; Linnemann et al., 2007 и др.] полагается, что Балтика в это время была частью Гондваны, а позднедокембрийско-кембрийский ороген на востоке и СВ Балтики был не изолированным складчатым поясом, а западным продолжением Кадомско-Авалонского аккреционного пояса Пери-Гондваны, сформировавшегося в конце позднего докембрия вдоль окраины Гондваны. Таким образом, в рамках “аккреционного” подхода ЮЗ протоуралидытиманиды трактуются как реликты комплексов пассивной Тиманской окраины Балтики, а СВ протоуралиды-тиманиды – как образования этой же окраины, но уже после того, как она в позднем венде трансформировалась из пассивной в активную.

“Коллизионный” подход. В рамках этого подхода конкурируют два существенно различающихся тектонических сценария. В соответствии с одним из них в позднем венде или даже в кембрии Тиманско-Уральская пассивная окраина Балтики вступила в коллизионное взаимодействие с Кадомско-Авалонской активной окраиной Пери-Гондваны [Моссаковский и др., 1996; Пучков, 1993, 2000, 2003, 2005; Puchkov, 1997,1998]. Эти представления согласуются с глобальными плитотектоническими реконструкциями, и в первую очередь с теми из них, которые созданы на основе широко известной SPUEG концепции (Baltica upside down conception) [Torsvik, Rehnstrom, 2001; Harz, Torsvik, 2002; Cocks, Torsvik, 2005,2006]. В другом варианте коллизионного сценария, разрабатываемом автором, предполагается, что примерно на рубеже венда и кембрия Тиманский сегмент Тиманско-Уральской пассивной окраины Балтики столкнулся с активной Большеземельской окраиной позднедокембрийского континента Арктида2 [Кузнецов и др., 2005а,б 2006, 2007а,б,в; Кузнецов, 2006, 2007, 2008в; Kuznetsov et al., 2005; 2007; Soboleva et al., 2005]. В соответствии с этой концепцией тиманиды СВ-типа сформировались в разных зонах активной Большеземельской окраины Арктиды и в зоне коллизии Балтики и Арктиды.

природе позднедокембрийских образований восточного и СВ обрамления ВЕП и ее позднедокембрийской тектонической эволюции Для Урала за длительную историю его изучения были разработаны многочисленные, весьма различные, в том числе и диаметрально противоположные точки зрения на генетическую природу протоуральских образований Западной мегазоны. На их основе формулировались различные сценарии протоуральской геодинамической эволюции Уральского складчатого пояса (Уральского обрамления ВЕП). Совокупность плитотектонических представлений о протоуральской истории подразделена автором на несколько систем взглядов – «Рифтогенную», «Коллизионную» и «Океаническую» концепции. Приведено краткое иллюстрированное изложение точек зрения, получивших наибольшее распространение и известность, а также их критический анализ. Сделан вывод о том, что существующие концепции не дают удовлетворительного объяснения некоторым очень важным геологическим фактам и в первую очередь – существенным различиям протоуральских комплексов южных и северных районов Западного Урала. Кроме того, в рамках всех известных моделей полагается, что северные протоуралиды, уже начиная с раннего рифея, представляли собой комплексы уральской окраины ВЕП. Однако приведенные в работе регионально-геологические описания протоуралид дают автору возможность обосновать вывод о том, что пришло время отказаться от представлений о протоуралидах ЦУП как об образованиях единой палеотектонической структуры – позднедокембрийского уральского края ВЕП.

В отличие от протоуралид Западного Урала в отношении генетической природы допозднекембрийских комплексов ТПБР в настоящее время существует не такое большое количество точек зрения. В большинстве работ СВ (Тиманская) окраина Балтики в течение всего позднего докембрия или хотя бы части этого временного интервала трактуется как активная континентальная окраина, то есть полагается, что в течение позднего докембрия – раннего палеозоя Тиманская окраина Балтики наращивалась за счет причленения к ней различных террейнов (реликтов вулканических дуг, фрагментов бассейнов с корой океанического типа, микроконтинентов и т.п.), т.е. тиманиды трактуются как аккреционный коллаж террейнов различной природы. В противоположность «аккреционному» подходу, автор развивает концепцию, согласно которой в позднем докембрии Тиманская окраина Балтики оставалась пассивной, а на рубеже докембрия и палеозоя была вовлечена в коллизионное взаимодействие с активной окраиной палеоконтинента Арктида. В авторской трактовке тиманиды представляют собой реликты внутриконтинентального складчатого пояса Протоуралид-Тиманид, сформировавшегося в зоне коллизии палеоконтинентов Балтики и Арктиды.

ЧАСТЬ III. Протоуралиды Западно-Уральской мегазоны В ЧАСТИ III, состоящей из 3-х глав, каждая из которых разделена на несколько разделов, приведено геологическое описание районов распространения комплексов протоуралид в пределах всех районов их выходов на дневную поверхность на Западном Урале с юга на север. В частности, приведено описание комплексов и структур поднятия Уралтау (У), Башкирского поднятия (Б), Кваркушского (К) и Ляпинского (Ля) антиклинориев, поднятия Подробнее о древнем континенте Арктида будет сказано ниже.

Харматалоу (Х), Собского (включая выступы – Енганэ-Пэ (Ен), Манитанырд (М), Харбей (Хар)) и Оченырдского поднятий. Региональное описание разбито на три главы, в каждой из которых описаны выступы протоуралид, расположенные в пределах трех продольных сегменов Западного Урала: Южно-Уральского (ЮУ), Средне-Северо-ПриполярноУральского (С-СУ) и Полярно-Уральского (ПУ) (рис. 1). Во вводном разделе этой части работы описаны позднедокембрийские комплексы и структуры ядра Эбетинской антиформы, расположеной в Казахстанской части Южного Урала Приведенное геологическое описание основано на результатах обобщения всех известных регионально-геологических материалов и оригинальных данных, полученных автором в ходе проведения специальных исследований. Такими данными, в частности, являются:

датировки гранитоидов из Манюкуяхинской полосы меланжа поднятия Енганэ-Пэ на Полярном Урале [Соболева и др., 2008], гранитов Вангырского массива в Ляпинском антиклинории [Кузнецов, Удоратина, 2007], интрузивных пород Мазаринского магматического ареала в Суванякско-Кирябинской тектонической единице Уралтау; результаты комплексного изучения детритных цирконов из песчаников енганэпэйской толщи поднятия ЕнганэПэ [Кузнецов и др., 2008, 2009]; результаты изучения и анализа структурных парагенезов позднедокембрийских комплексов Полярного [Кузнецов и др., 2006; Кузнецов, 2008] и Южного Урала.

Для Мазаринского магматического ареала конкордатный возраст гранитов, полученный по единичным кристаллам циркона (SHRIMP) по разным оценкам (разные варианты селекции и отбраковки аналитических точек), составил – 680.4 ±14, 666.9 ±9. млн лет, а габброидов – 709 ±10, 704.2 ±8.3 млн лет. Возраст ксеногенных ядер цирконов составил – 1042±15, 1120±15, 1224±18, 1617±19 и 1729±28 млн лет.

Граниты, слагающие основной объём Вангырского массива (рис.

3), расположенного на западном крыле одноименной антиклинали, осложняющей внутреннее строение Кожимско-Саблегорской антиклинорной структуры (Ляпинский антиклинорий), охарактризованы значениями U/РЬ-возраста (SHRIMP) – 598±5 млн лет. При этом получен возраст одного ксе- Рис. 3 (3.2.4). Упрощенная геологическая схема района Вангырнокриста – 1224±9 млн лет [Куз- ского гранитоидного массива, из [Кузнецов, Удоратина, 2007].

нецов, Удоратина, 2007]. Схема составлена на основе карты [Дашкевич, Гессе, 1982] и авторских наблюдений.

Рис. 4 (3.3.6). Схема геологического строения и продольный геологический разрез поднятия Енганэ-Пэ, из [Кузнецов, 2007; Кузнецов и др., 2007б, 2008а]. При построении схемы использованы материалы К.Г.ВойновскогоКригера, В.Н.Гессе, А.А.Савельева, Б.Я.Дембовского, М.А. Шишкина, О.Н. и И.М.Малых, П.Е.Попова, А.А.Соболевой, К.В.Куликовой, О.В.Удоратиной и др., а также собственные наблюдения автора. 1 – рыхлые отложения (Kz); 2-3 – уралиды: 2 – карбонатные и терригенно-глинистые образования (O2-Pz3); 3 – терригенные образования, манитанырдская свита (Є3-O1); 4-8 – протоуралиды: 4 – вулканогенно-осадочные и вулканогенные породы, а также зеленые сланцы по ним, бедамельская серия (R3-V); 5 – глинисто-терригенные породы и сланцы по ним, енганэпэйская толща (V); 6 – серпентинитовый меланж; а – матрикс; б – блоки плагиогранитоидов; – габбро-долериты; 8 – риолиты; 9 – залегание слоистости и сланцеватости: а – наклонное; б – вертикальное, в – опрокинутое; 10 – оси крупных антиформ (а) и синформ (б). Синформы и антиформы: F1 - ранние (протоуральские) складки, F2 – поздние (уральские) складки; 11 – место отбора пробы 05-033; 12 – контур схемы, показанной на рис. 3.3.14 в диссертации. На врезке – географическая позиция поднятия Енганэ-Пэ.

Для геохронологических исследований плагиогранитов Манюкуяхинской полосы серпентинитового меланжа (поднятие Енганэ-Пэ на Полярном Урале) были отобраны две пробы 001/00 (Ер-01-00) (67,38672° с.ш, 64,77450° в.д.) и 63-05 (67,3650° с.ш. 64,79587° в.д.) из двух разных блоков (рис. 4). Из этих проб в ИГ Коми НЦ УрО РАН были выделены цирконы, для которых в ИГиГ УрО РАН (Ю. Л. Ронкиным) и на установке SHRIMP во ВСЕГЕИ были получены возраста 719±10 и 733.9±8.3 млн лет, соответственно (рис. 5).

Рис. 5 (3.3.21 и 3.3.21). U/Pb диаграмма с конкордией для датированных цирконов из плагиогранитов. Проба ЕРслева) и проба 63-05 (справа).

Для песчаников енганэпэйской толщи поднятия Енганэ-Пэ (рис. 4 и звездочка 2 на рис.

1) получены характеристики детритных цирконов. Проба (05-033) была отобрана из обнажений на правом берегу низовьев руч. Туманного – правого верхнего притока р. Манюкуяха (67.358476° с.ш., 64.798393° в.д.). Выделенные из нее цирконы были изучены ЛМ. Натаповым и ЕА Белоусовой в центре GEMOC (ун-т г. Сидней, Австралия) по методике “TerraneChronTM” [O`Reilly et al., 2004]. Исследование включало: (1) U/Pb-датирование, (2) изучение Lu/Hf-изотопной системы, (3) получение оценок модельного возраста (TDM) субстрата “материнской” магмы пород, из которых происходит циркон, (4) определение содержания элементов-примесей в цирконах, позволяющее судить о типе “материнских” пород циркона. Всего было изучено 48 зерен цирконов, показавших разброс значений U/Pbвозраста ~1143–590 млн лет (рис. 6). Одно зерно показало мезопротерозойский (середина среднего рифея) возраст (1143±20 млн лет). Остальные цирконы четко разделились на две популяции “А” (~ 65% цирконов) и “Б” (~35% цирконов) с возрастами – 760–675 млн лет и – 670–590 млн лет, соотвественно (рис. 7).

Изучение Lu/Hf-системы в цирконах и сделанные оценки модельного возраста пород источника (субстрата) показали, что, в целом, в цирконах популяции “А” содержится переменное количество радиогенного материла Lu/Hf-системы, а модельный возраст субстрата “материнских” пород этих цирконов ~0.84–1.76 млрд лет. Для цирконов популяции “Б” характерна относительно большая однородность Lu/Hf-параметров и, следовательно, умеренный вклад рециклинговой коры в субстрат материнских пород. Модельный возраст (TDMC) субстрата оценент ~1.28 млрд лет. Наиболее древний хорошо “окатанный” кристал с конкордантым U/Pb-возрастом 1143±20 млн лет характеризуется значением Hf +2.3 и модельным возрастом 1.76 млрд лет (рис. 8).

Рис. 6 (3.3.12). Диаграмма с конкордией для изученных Рис. 7 (3.3.13). График частот встречаемости (гистоцирконов (образец 05-033) из пород енганэпэйской сви- грамма) U/Pb изотопных возрастов детритных циркоты северной части поднятия Енганэ-Пэ, из [Кузнецов, нов из песчаников енганэпэйской свиты северной 2008з; Кузнецов и др., 2009а,б]. По краям схемы выбо- части поднятия Енганэ-Пэ, из [Кузнецов, 2008з; Кузрочно приведены изображения изученных кристаллов нецов и др., 2009а].

циркона (в «отраженно-рассеянных» электронах), их Общее количество анализов 47.

номера и значения полученного U/Pb- возраста.

Рис. 8 (3.3.14). Модельные возраста TDM, определенные с исполь- быть древнее, чем 590 млн лет.

зованием измеренных отношения 176Lu/177Hf в детритных цирконах Т.е. разрез, сложенный преимуиз песчаников верхневендской енганэпэйской толщи поднятия Енщественно осадочными породаганэ-Пэ на Полярном Урале (проба 05-033, данные автора).

стратиграфическое подразделение – позднерифейскую манюкуяхинскую толщу, как это предложено делать П.Е.Поповым, М.А.Шишкиным, О.Н. и И.М.Малых и др. Изотопные датировки субвулканических риолитов, тела которых интрудируют породы енганэпэйской толщи на юге поднятия Енганэ-Пэ, лежат в пределах 555–522 млн лет [Шишкин и др., 2004], что дает оценку минимального значения возраста осадочных пород енганэпэйской толщи ~555 млн лет. Таким образом, енганэпэйская толща осадочных пород поднятия Енганэ-Пэ формировалась в интервале времени не более, чем 590–555 млн лет, что соответствует по современным представлениям второй половине эдиакария [International …, 2007], а по принятой в России шкале – венду.

ЧАСТЬ IV. Тиманиды Тимано-Печорско – Баренцевоморского региона В ЧАСТИ IV приведено регионально-геологическое описание тиманид ТПБР. В Главе IV.1. описан ТПР, включающий Тиман и фундамент ПП. В Главе IV.2. описаны комплексы и структуры Пайхойско-Новоземельской части региона, включая выступы тиманид и их возрастных аналогов на хр. Пайхой, на о. Вайгач, на Южном острове и в южной части Северного острова архипелага Новая Земля. В Главе IV.3. приведено описание выступов возрастных аналогов тиманид, образующих структуры СВ обрамления Балтийского щита, включая о. Кильдин и п-ова Средний, Рыбачий и Варангер. В Главе IV.4. на примере позднедокембрийских и раннепалеозойских комплексов ЗВЯ дано описание возрастных аналогов тиманид и базальных уровней перекрывающего их фанерозойского чехла, образующих в совокупности структурное основание Свальбарда, с использованием всех доступных материалов, а также данных, полученных автором в ходе полевых работ в этих регионах. В частности, для джежимской толщи на увале Джежим-Парма, Южный Тиман (рис. 1, звездочка 1) впервые получены характеристики детритных цирконов. Для их изучения в карьере для строительного камня из красноцветных косослоиРис. 9 (4.1.5 и 4.1.6). Диаграмма с конкордией для цирконов из алевролитов (05-301 – эллипсы, залитые серым цветом) и песчаников (05-301А – незалитые эллипсы с жирным контуром) и график частот встречаемости (гистограмма) U/Pb-изотопных возрастов детритных цирконов из песчаников и алевролитов джежимской свиты поднятия. Данные автора.

По краям диаграммы с конкордией выборочно приведены изображения некоторых изученных кристаллов циркона (в «отраженно-рассеянных» электронах), их номера и значения U/Pb-изотопного возраста.

стых кварцевых песчаников и алевролитов джежимской свиты с отчетливо выраженными волновыми знаками была отобрана проба 05-301 (61,78653 с.ш., 54,10978 в.д.). U/Pb возраст цирконов (61 измерение в 61 зерне) из этой пробы варьирует от 2850 до 1042 млн лет (рис. 9). В целом, все полученые возраста известны для фундамента ВЕП. При этом мезопротерозойские возраста (~1563 млн лет) близко соответствуют времени формирования гранитов рапакиви на Балтийском щите. Этим доказывается, что источником сноса означает, что кора, из которой выплавилась магма, родоночальная по отРис. 10 (4.1.7). Диаграмма для определения модельного ношению к «материнским» породам возраста субстрата материнских пород для цирконов Дже- изученных цирконов, была ювенильжим-Пармы. Данные автора. ная. Для популяции протерозойских т.е. «материнские» по отношению к этим цирконам породы образовались при рециклинге архейской коры.

Наиболее развернутое и детальное описание возрастных аналогов тиманид и базальных уровней перекрывающего их фанерозойского чехла, образующих в совокупности структурное основание архипелага Свальбард, дано для ЗВЯ (ЮЗ Шпицбергена) (Глава IV.4). Охарактеризован структурный парагенез позднедокембрийских комплексов ЗВЯ и показано его сходство со структурными парагенезами, характерными для протоуралидтиманид запада Полярного Урала и юга Новой Земли, и резкое несоответствие простиранию предполагаемого продолжения фронта Скандинавских каледонид (рис. 11).

Добавлены жирные двусторонние стрелки, показывающие простирание складчато-разрывных дислокаций позднедокембрийских комплексов ЗВЯ, простирание складчато-разрывных дислокаций протоуралидтиманид и простирание складчато-разрывных дислокаций скандинавских каледонид.

На юге ЗВЯ изучены базальные уровни (свита Бластертопен серии Софиекаммен) палеозойского разреза, перекрывающего метаморфизованные в начале кембрия позднедокембрийские образования (рис. 12 и 13). Из карбонатного цемента обломочных пород основания свиты выделены конодонты, которые по заключению Т.Ю.Толмачевой (ВСЕГЕИ) характеризуют породы свиты Бластертоппен как стратиграфический эквивалетн саксского и аюсаканского горизонтов (по принятой в России шкале) или паибского яруса по [International …, 2008].

С учетом стратиграфической привязки свиты Бластертоппен, полученной по авторским сборам конодонтов, появилась принципиальная возможность ограничить временные рамки перерыва и несогласия, разграничивающего позднедокембрийские и нижнепалеозойские образования южной части ЗВЯ значениями возраста 524± млн лет (нижний возрастной рубеж – самые молодые оценки возраста метаморфических преобразований допалеозойских комплексов) и 499 млн лет (верхний возрастной рубеж – время начала накопления базальных уровней палеозойского разреза, которое оценено по [International …, 2008]). То есть, этот перерыв соответствует второй половине раннего кембрия и большей части среднего кембрия, что эквивалентно серии 2 и серии 3 кембрия по [International …, 2008].

стратифицированные комплексы: 3 – свита Видерфьеллет (>300 м), песчаники и песчанистые карбонатные породы с подчиненными горизонтами конгломератов и доломиты; 5 – свита Гнольбергет (>300 м), кристаллические известняки, доломитизированные известняки и доломиты с подчиненными горизонтами песчаников и алевролиты, карбонатные седиментобрекчии, известняки и доломитизированные известняки; 8 – свита Бластертоппен (~30 м), песчаники, карбонатистые песчаники, песчанистые известняки, доломитизированные известняки; 9-11 – позднедокембрийские стратифицированные комплексы (серия Софиебоген): 9 – свита Госхамна (>500 м), филлиты; 10 – свита Хёферпинтен (~ южной части ЗВЯ (А) и его лито-стратиграфическая детализация для нижних уровней палеозоя (Б) (из [Кузнецов и др., 2009б], с упрощением).

брекчии, состоящие преимущественно из разноразмерных обломков известняков и редких обломков черных алевролитов; 4 – светлые кристаллические известняки; 5 – левосдвиговая зона Вимсоден– Кроме того, на основании анализа материалов по другим участкам распространения нижнепалеозойских комплексов Свальбарда – на Земле Оскара-II (г. Мотала) и на СВ пова Новая Фрисландия (район ледника Валхалфонна) показано, что кембрийских отложений в их основании нет. Таким образом, перерыв и несогласие, разделяющие позднедокембрийские и раннепалеозойские комплексы на Свальбарде, по своим параметрам аналогичны перерыву и несогласию, проявленным в подошве чехла ПП, а также в основании уралид северных районов Западного Урала и их возрастных и вещественных аналогов на Пайхое, Вайгаче, на юге Новой Земли и на Северной Земле.

Далее описаны среднепалеозойские граниты Свальбарда и обоснован вывод о том, что они по своим вещественным характеристикам сопоставимы с гранитами A-типа (по систематике Б.Чаппела и А.Уайта) и по возрасту близко соотвествуют времени образования формации «древнего красного песчаника» (Old Red Stone). Все это в совокупности свидетельствует о том, что эти граниты являются показателем не каледонского коллизионного тектогенеза, а показателем посткаледонского рифтогенеза.

В завершении главы (раздел V.4.4.) приведены полученные автором результаты изучения изотопного возраста кластогенных цирконов из кварцитов (метапесчаников) свиты Гулликсенфльеллет на юге ЗВЯ. Кварциты представляют собой существенно кварцевые породы, для которых местами характерна реликтовая слоистость (иногда видны реликты косослоистых серий). Для изучения детритных цирконов на прибрежной равнине к западу от горы Гулликсенфьеллет и южнее мыса Кварцитодден (77°03'41.4'' с.ш., 15°08'04.8'' в.д.) была отобрана проба 07-091 (рис. 1, звездочка 3). В этом образце изучено 70 зерен циркона. Все они характеризуются довольно крупными размерами и высокой степенью окатанности. Последнее указывает на далекий перенос цирконов. Разброс значений их U/Pb-возраста от 1344 до 2929 млн лет (рис. 14).

Наиболее молодые цирконы представлены двумя зернами. Самая многочисленная популяция имеет возраст 1,65–2,15 млрд лет с весьма интенсивным пиком ~2,0 млрд лет и менее выразительным пиком ~1,8 млрд лет. Отмечается частотный пик со значением возраста ~2,5 и чуть более интенсивный пик ~2,75 млрд лет (рис. 14). Следует особо отметить почти полное отсутствие цирконов с возрастами 1,0–1,65 млрд лет, характерными для Балтики [Bogdanova et al., 2008 и ссылки в этой работе] и толщ, сформированных за счет продуктов ее разрушения (см. например результаты изучения цирконов из джежимской свиты увала Джежим-Парма, Южный Тиман). Это позволяет утверждать, что кварциты свиты Гулликсенфьеллет сформировались не за счет размыва Балтики. Кроме того, почти полное отсутствие среди цирконов из кварцитов свиты Гулликсенфьеллет зерен с возрастами 1,0–1,65 млрд лет указывает на то, что эти кварциты не могли формироваться и за счет размыва кристаллических комплексов восточной Лаврентии (включая восточную Гренландию), где, как известно, чрезвычайно широко развиты комплексы и структуры гренвильской орогении. Все это может свидетельствовать о том, что кварциты свиты Гулликсенфьеллет сформировались за счет продуктов эрозии древних кристаллических комплексов другого континента. Таким континентом, по мнению автора настоящей работы, была Арктида.

Рис. 14 (4.4.35). Диаграмма с конкордией (слева) и гистограмма возрастов изученных цирконов (образец 07из кварцитов свиты Гулликсенфьеллет (справа). При построении гистограммы один анализ был «забракован» из-за значительной дискордантности.

В настоящее время никем из исследователей уже не ставится под сомнение сама тиманская (протоуральско-тиманская) орогения, как таковая, а также ее важная роль в формировании восточного и СВ складчатого обрамления Балтики. Однако природа Протоуральско-Тиманского орогена трактуется и как аккреционная3, и как коллизионная4.

К настоящему времени сформировались суждения, в рамках которых все разнообразие фанерозойско–позднедокембрийских и, возможно, более древних складчатых поясов по принципиальным различиям в своем строении и эволюции, а также по первичному их С аккреционных позиций Протоуралиды-Тиманиды рассматриваются как реликт «самостоятельного» аккреционного (структурно не связанного с другими аккреционными поясами) орогена [Оловянишников, 1998, 2004; Gee, Pease, 2004; Kostyuchenko et al., 2006 и др.] или как реликт аккреционного орогена, располагавшегося на продолжении структур Пери-Гондванского (КадомскоАвалонского) субдукционно-аккреционного пояса [Murphy et al., 2001; Linnemann et al., 2007 и др.].

4 С коллизионных позиций Протоуралиды-Тиманиды рассматриваются как реликт коллизионного орогена, сформировавшегося в самом конце докембрия при коллизии Пери-Гондваны и Уральско-Тиманского края Балтики [Моссаковский и др., 1996, Пучков, 2000,2003,2005; Puchkov, 1997,1998] или как реликт самостоятельного (структурно не связанного с другими коллизионными поясами) орогена, как трактует его автор настоящей работы [Кузнецов и др., 2005а,б, 2006; Кузнецов, 2006, 2008в, 2009а,б; Kuznetsov et al., 2007 и др.].

положению относительно континентов и океанов может быть разделено на два типа. К первому типу принадлежат окраинноконтинентальные («периферические») складчатые пояса, а ко второму типу – внутриконтинентальные («межконтинентальные») складчатые пояса. Примерами первых могут служить пояса, формирующиеся (формировавшиеся) по периферии Пацифики (Палеопацифики), а вторых – формировавшихся при замыкании «океанов Индо-Атлантического сегмента» [Пущаровский, Меланхолина, 1992;

Моссаковский и др., 1996] или «внутренних океанов» [Короновский, Ломизе, 2006].

В целом, эволюция аккреционных (окраинноконтинентальных) поясов может быть охарактеризована как эволюция активных континентальных окраин, т.е. как периокеаническая аккреция. Эти пояса изначально формируются на активных континентальных окраинах (в активных зонах перехода от континента к океану) над зоной субдукции литосферы сопряженного с краем континента океанического бассейна. Важной приципиальной особенностью аккреционных (окраинноконтинентальных) поясов является общее омоложение новообразованной континентальной коры в направлении к океану. Кроме того, для них характерно наличие сложно построенных чешуйчато-надвиговых систем – тектоническое чередование различных в геодинамическом отношении комплексов и их ассоциаций. В частности, эти системы могут представлять собой сочетание неравномерно деформированных фрагментов «древних аккреционных призм, тектонически совмещенных с комплексами океанического ряда (краевое море, океан), желобов, преддуговых частей и др.», а в отдельных случаях и причленённых к континентальной окраине энсиматических дуг и/или чужеродных террейнов [Соколов, 1992, 2003].

В противоположность окраинноконтинентальным (аккреционным) поясам, внутриконтинентальные складчатые пояса формируются (изначально располагаются в момент своего формирования) не на краю континента, а в зоне столкновения (коллизии) двух континентов, то есть внутри вновь образованного композитного континента («составленного» из двух сталкивающихся континентов). Фундаментальным отличием коллизионного пояса от аккреционного является то, что в момент своего формирования, он структурно и пространственно не сопряжен (не имеет структурной и пространственной латеральной связи) с океаническим бассейном. В последствии при очередной дезинтеграции композитного континента отдельные фрагменты внутриконтинентального складчатого пояса могут оказаться на краю нового отколовшегося континента и в дальнейшем они могут быть вовлечены в структуру других аккреционных и/или коллизионных поясов.

Большинство современных исследователей трактует предпозднекембрийскую эволюцию Западного Урала и ТПБР как последовательное шаг за шагом наращивание Уральско-Тиманского края Балтики за счет причленения к нему разнородных литосферных блоков – островных дуг, микроконтинентов, фрагментов литосферы бассейнов с корой океанического типа и т.п. [Юдин Дедеев, 1987; Оловянишников, 1998, Костюченко, 2005; Gee et al., 2000; Pease et al., 2004; Kostyuchenko et al., 2006 и др.]. Однако, еще со времен работ Н.С.Шатского, В.С.Журавлева, Н.П.Хераскова и А.С.Перфильева 40-х–60х годов было подмечено, что комплексы, которые предлагается называть южными протоуралидами, непрерывно прослеживаются в структуры Тимана и притиманской части фундамента ПП. При этом они резко отличаются от одновозрастных комплексов северных частей Западного Урала и сопредельных с ними структур СВ частей фундамента ПП. Это позволило еще тогда прийти к выводу о том, что южные протоуралиды и ЮЗ тиманиды (ЮЗ протоуралиды-тиманиды) и северные протоуралиды и СВ тиманиды (СВ протоуралиды-тиманиды) первоначально принадлежали совершенно разным палеоструктурам. Эти идеи, особенно в той их части, которая касается южных протоуралид и ЮЗ тиманид, в последние годы получили развитие и продолжение в работах А.В.Маслова и его соавторов [Маслов и др., 2002, 2006; Maslov, 2004 и др.]. В этих фундаментальных работах на конкретном регионально-геологическом материале показано, что допоздневендские комплексы Башкирского поднятия и Кваркушского антиклинория на Западном Урале, а также однотипные и одновозрастные им образования Тимана и прилегающих к нему частей ПП, п-ова Канина, о. Кильдин, п-овов Средний, Рыбачий и Варангер маркируют собой единую палеоструктуру. Этой палеоструктурой была протяженная и длительно развивавшаяся пассивная Тиманско-Уральская окраина Балтики. С точки зрения тектонических реконструкций регионального и глобального масштаба наиболее активно и последовательно эти выводы и построения отстаивает В.Н.Пучков. В соответствии с его точкой зрениия [1997, 2000, 2003, 2005, 2008], а также c представлениями, независимо и одновременно с ней сформулированными А.А.Моссаковским, Ю.М.Пущаровским и С.В.Руженцевым [1996], эта пассивная окраина во второй половине венда испытала коллизию с Пери-Гондваной.

Однако, представления о пассивном режиме Тиманской и Уральской окраины Балтики в течение всего позднего докембрия не получили еще полного признания. В частности, во многих статьях двух крупных монографических сборников5, подводящих итоги более чем 10-летних работ по программам международного проекта EUROPROBE, Тиманская окраина Балтики в позднем докембрии интерпретируется как аккреционная. Например, в работах [Костюченко, 2005б; Kostyuchenko et al., 2006 и др.] позднедокембрийское развитие СВ края Балтики интерпретируется как дискретно-перманентное наращивание его за счет причленения разнородных террейнов, прибывающих из Тиманского океана.

В диссертации развиваются взгляды, высказанные в работах Н.С.Шатского, В.С. Журавлева, Н.П.Хераскова, А.С.Перфильева, А.В.Маслова, А.А.Носовой и др. о том, что позднедокембрийские комплексы Башкирского поднятия и Кваркушского антиклинория на Западном Урале, а также однотипные и одновозрастные им образования Тимана и прилегающих к нему частей ПП, п-ова Канина, о. Кильдин, п-овов Средний, Рыбачий и Варангер, то есть ЮЗ протоуралиды-тиманиды, представляют собой реликты протяженной и длительно развивавшейся пассивной Тиманско-Уральской окраины палеоконтинента Балтика. При этом отдельные части Уральского обрамления ВЕП и северовосточные части ТПБР (т.е. СВ протоуралиды-тиманиды) в позднем докембрии являлись частями континента Арктиды или фрагментами бассейнов с корой океанического типа.

Если бы ороген Протоуралид-Тиманид представлял собой аккреционый покровноскладчатый пояс, формировавшийся за счет последовательного причленения к СВ окраине Балтики разнородных террейнов, «прибывавших» из океана, располагавшегося к СВ от этой аккреционной окраины, то можно было бы ожидать направленное к СВ (в направлении от древнего остова ВЕП к сопряженному с ним океану) омоложение базальных горизонтов фанерозойских толщ, автохтонно перекрывающих элементы аккреционной структуры. Другими словами говоря, можно было бы ожидать омоложения в СВ направлении базальных уровней фанерозойского чехла. В действительности же на огромной площади ТПБР в подошве фанерозойского чехла, сложенного однотипными платформенными палеозойскими и более молодыми комплексами, проявлено одновозрастное несогласие. Так, в пределах северо-восточного (северо-восток ПП, юг Новой Земли, Вайгач, Пайхой, Свальбрад) и северной части восточного (Приполярный и Полярный Урал) обрамления ВЕП, а также в пределах Карского блока, т.е. в пределах райEuropean Lithosphere Dynamics (Ed. Gee D., Stephenson R.), 2006, The Neoproterozoic Timanide Orogen (Ed. Gee D., Pease V.), 2004.

онов расположения реликтов орогена Протоуралид-Тиманид и их аналогов на о. Октябрьской Революции, отчетливо проявлено одновозрастное (близкоодновозрастное) и однотипное предраннепалеозойское несогласие. Ширина полосы, в которой это несогласие проявлено (от осевой зоны орогена до архипелага Северная Земля в Карском море), достигает 2000 км. Кроме того, на отсутствие к СВ от орогена Протоуралид-Тиманид в раннем палеозое океана указывает то, что на севере Северного острова арх. Новая Земля (район залива Иностранцева и бухты Мака) по данным [Погребицкий и др., 2004; Korago et al., 2004] позднедокембрийские и палеозойские комплексы участвуют в строении непрерывного разреза.

К настоящему времени накоплен уже достаточно большой объем датировок (K/Ar и Ar/Ar методами, Rb/Sr и Sm/Nd изохронными методами, различными вариантами методов цирконового изотопного датирования, а также датированием по монациту) магматических и метаморфических пород (включая результаты исследований автора и данные, полученные совместно с коллегами из ИГ Коми НЦ УрО РАН – А.А.Соболевой, О.В.Удоратиной и К.В.Куликовой) из комплексов протоуралид-тиманид севера Западного Урала и ТПБР, т.е. комплексов, представляющих в современной структуре восточного и СВ обрамления ВЕП реликты орогена Протоуралид-Тиманид (рис. 1). В целом, имеющиеся данные указывают на то, что протоуральско-тиманский магматизм покрывает временной интервал ~730–500 млн лет. В самом начале протоуральско-тиманской тектономагматической активности (730–670 млн лет) в протоуралидах-тиманидах формировались граниты M-типа. Примером магматизма этого типа служат гранитоиды Манюкуяхинской полосы меланжа на севере поднятия Енганэ-Пэ на Полярном Урале [Соболева и др., 2008]. Начиная с рубежа ~700 млн лет и до ~510 млн лет формировались гранитоиды I-типа и ассоциирующие с ними вулканические серии [Соболева, 2004], которые маркируют собой геодинамическую обстановку активной континентальной окраины и/или зоны коллизии. Такие тектонические обстановки характеризуются ростом и утолщением континентальной коры и по отношению к коре континентального типа могут называться конструктивными. Ранее нами было высказано предположение [Кузнецов и др., 2005а,б, 2006; Soboleva et al., 2005; Kuznetsov et al., 2007] о том, что образование гранитоидов Iтипа и ассоциирующих с ними вулканических серий на начальных этапах происходило на активной континентальной окраине, а на завершающих этапах – в зоне коллизии двух континентов. Судя по очень малочисленным и пока все еще не очень надежным данным, в интервале времени ~625–510 млн лет внедрялись граниты S-типа.

Во временном интервале ~560–500 млн лет формировались гранитоиды и кремнекислые вулканиты A-типа. Магматизм этого типа начался на фоне заключительных эпизодов формирования гранитоидов I- и S-типов и проявлялся в деструктивной по отношению к коре континентального типа геодинамической обстановке. По-видимому, они обязаны своим образованием глубоким расколам континентальной коры, по которым произошел подъем горячих глубинных базитовых магм, что предопределило подплавление сиалического корового вещества и образование кремнекислых расплавов, родоначальных для гранитоидов и кремнекислых вулканитов А-типа.

Пространственное распределение известных к настоящему времени изотопных возрастов магматических и метаморфических комплексов, относимых к надсубдукционным обстановкам, плохо согласуется с доминирующими представлениями об «аккреционном» стиле строения СВ обрамления Балтики в позднем докембрии и самом начале палеозоя. И, действительно, при длительно протекающей аккреции должно было бы наблюдаться общее омоложение возрастов магматитов надсубдукционной природы (гранитоидов I-типа и родственных им вулканитов) по направлению от внутренних к внешним частям аккреционной окраины континента, т.е. в СВ направлении от древнего остова ВЕП. Таким образом, в возрастах магматитов, связанных с надсубдукционным магматизмом, должен был бы проявиться тренд их омоложения от внутренних частей «аккреционного» пояса Протоуралид-Тиманид к его внешним частям, чего не наблюдается в действительности. Более того, в фундаменте ПП в полосе, приближенной к ПИЧ-сутуре, т.е. в наиболее «глубоко» в сторону Балтики расположенных частях ареала распространения СВ протуралид-тиманид, фиксируются наиболее молодые возраста гранитоидов. При этом наблюдаемый характер пространственно-временных особенностей распределения и смены типов (М, I, S и А) гранитоидного магматизма в целом согласуется с реконструируемым геодинамическим сценарием коллизии Балтики и Арктиды и с другими геолого-геофизическими данными. Так, граниты М-типа выплавлялись на доколлизионном этапе в задуговом (Манюкуяхинском) бассейне, граниты S-типа – непосредственно в зоне коллизии, а А-типа – в течение поздне- и пост-коллизионной стадий. Коллизионные граниты сосредоточены в полосе, маркирующей собой осевую зону орогена Протоуралид-Тиманид.

Если исходить из «аккреционных» представлений о строении и эволюции протоуралид-тиманид, то в направлении от Тиманского края Балтики к СВ следовало бы ожидать омоложения не только магматических надсубдукционных фронтов, но и возрастов аккретированных к этой окраине фундаментов симатических дуг. В действительности же, в настоящее время уже известны многочисленные данные, доказывающие то, что в пределах СВ части орогена (т.е. там, где должны были бы располагаться в соответствие с «аккреционным» подходом наиболее молодые террейны) и непосредственно к СВ от орогена (т.е. там, где в соответствие с «аккреционным» подходом в самом конце позднего докембрия и самом начале палеозоя должен был бы находиться Протоуральско-Тиманский океан, из которого и прибывали террейны к Тиманскому краю Балтики) располагалась древняя континентальная кора. Кроме того, некоторые цирконы из протоуральскотиманских метаморфических пород и гранитоидов I- и S-типа содержат ксеногенные ядра древних цирконов. Например, в гранитах Вангырского массива установлено ксеногенное ядро циркона с возрастом 1224±9 млн лет [Кузнецов, Удоратина, 2007]. Ксеногенные цирконовые ядра с возрастами 0.9–2.7 млрд лет установлены в гранитоидах фундамента ПП [Gee et al., 2000]. Возраст ксеногенных ядер цирконов из обломков гранитов в диамиктитах толщи мыса Линнея (Земля Нордшельда, запад Шпицбергена) – 937± млн лет (4 анализа), 1448±340 и 1732±34 млн лет (1 анализ) и 2103±16 млн лет (2 анализа) [Larionv, Teben’kov, 2004]. А U/Pb-возраста ксеногенных цирконовых ядер6 в гнейсах из о. СВ Земля и рядом расположенных малых остров (С В Свальбарда), имеют значения – 1337±26, 1331±17, 997±14, 943±18 млн лет [Johansson et al., 2004].

Наличие в цирконах из протоуральско-тиманских гранитоидов и метаморфических пород ТПБР и севера Западного Урала древних ксеногенных ядер является доказательством существования гренвильской и более древней архейско-раннепротерозойской континентальной коры, из которой сформировались протоуральско-тиманские гранитоиды и метаморфические породы, участвующие в строении протоуралид-тиманид СВ-типа. На древний возраст основания протоуралид-тиманид СВ-типа указывает и полученный В.А.Душиным Sm-Nd модельный возраст мезозойских лампроитов и трахитов, прорывающих один из выступов протоуралид-тиманид на Пайхое, который составляет более изотопные возраста кайм, этих зональных цирконов охарактеризованы протоуральско-тиманскими значениями.

2,5 млрд. лет [Душин, 2007].

Кроме того, на древний возраст коры под СВ частью орогена Протоуралид-Тиманид указывают результаты Lu/Hf-изотопно-геохимических исследований детритных цирконов из песчаников енганэпэйской толщи поднятия Енганэ-Пэ на Полярном Урале. В соотвествие с этими результатами модельные возраста субстрата материнских по отношению к изученным цирконам кремнекислых магматических пород ~0,84–1,76 млрд лет.

Некоторые весьма характерные особенности графика частот встречаемости U/Pbвозрастов обломочных цирконов из кварцитов позднедокембрийской свиты Гулликсенфьеллет (ЗВЯ) заметно отличают их от возрастов магматических и метаморфических докембрийских комплексов Балтики и Лаврентии, а также от возрастов обломочных цирконов из позднедокембрийских и фанерозойских комплексов этих континентов. В частности, отсутствуют возраста ~1,45–1,65 и ~2,1–2,3 млрд лет, свойственные для Балтики и Лаврентии. На этом основании можно заключить, что источником сноса протерозойских и архейских цирконов, участвующих в сложении кварцитов свиты Гулликсенфьеллет, был другой массив с древней (архейско-раннепротерозойской) корой континентального типа, располагающийся в самом начале палеозоя в пределах шельфа современного Северного Ледовитого океана (в авторской интерпретации – Арктида), т. е. непосредственно к СВ от орогена Протоуралид-Тиманид.

В течение раннего палеозоя ороген Протоуралид-Тиманид, в строении которого значительную роль играли магматические и метаморфические позднедокембрийские и ранне-среднекембрийские образования с изотопными возрастами ~730–500 млн лет, был высоко стоящей областью и интенсивно размывался, а продукты эрозии разносились далеко в обе стороны от орогена в пределы композитного континента Аркт-Европа. В случае, если бы ороген был аккреционным, то к СВ от него располагался бы океан. Это означает, что продукты разрушения орогена должны были бы разноситься по Балтике – к ЮЗ от орогена, но не могли бы разноситься далеко на СВ, т.к. они полностью бы «перехватывались» океаническими структурами. Результаты датирования кластогенных минералов из обломочных и метаобломочных пород, а также ксеногеных кристаллов циркона в магматических породах из различных фанерозойских комплексов Урала и Арктики, позволяют тестировать эти две модели.

К настоящему времени в Арктике известно уже два десятка мест, где в палеозойских и раннемезозойских породах установлены кластогенные и ксеногенные минералы с позднедокембрийскими и кембрийскими возрастами, характерными для орогена Протоуралид-Тиманид (рис. 15). Следует специально отметить, что:

1. В возрастах популяций детритных цирконов из триасовых песчаников южного борта Свердрупского бассейна (рис. 15, Т22) абсолютно не представлены детритные цирконы с возрастами 730–500 млн лет. Отсутствие популяции кластогенных цирконов этого возраста объясняется тем, что обломочный материал этих песчаников происходит из Северной Америки. И действительно, в Северной Америке позднедокембрийскораннепалеозойские кристаллические породы распространены лишь на нескольких ограниченных участках в Аппалачах [Rahl et al., 2003], где они участвуют в строении эпигондванских террейнов. Более того, недавно выполненное сопоставление изотопных возрастов обломочных цирконов и времени проявления тектоно-магматических (орогенических) явлений на разных континентах и в пределах Северной Америки [Barbea et al., 2005], учитывающем самые новейшие достижения провенанс-анализа, показало, что в Северной Америке обломочных цирконов с такими возрастами практически нет. Таким образом, Северная Америка не могла быть поставщиком кластогенных минералов с возрастом ~730–500 млн лет в Арктическую область. Однако триасовые песчаники северного борта Свердрупского бассейна (рис. 15, Т8) содержат детритные цирконы с протоуральско-тиманскими возрастами, что указывает на то, что поставщиком кластогенного материала в эту часть бассейна был ороген Протоуралид-Тиманид или палеозойские комплексы Арктики, содержащие продукты его размыва.

продуктов размыва позднедокембрийско-раннепалеозойских комплексов на севере Северной Америки и на севере Сибири.

2. Пробы из точек Т8–Т13, располагающихся в пределах блоков, относящихся к Арктиде и расположенных сейчас по периферии Северной Америки (блок Земли Пири и острова Элсмир, а также блок Северной Аляски), характеризуются наличием в породах популяций позднедокембрийско-кембрийских цирконов, нетипичных для источников сноса, располагающихся в пределах Северной Америки.

3. В верхоянском комплексе (Т19–Т21) источниками цирконов с возрастами 730– млн. лет могли быть позднедокембрийско-раннепалеозойские комплексы, широко распространенные на юге Сибири. Однако Чукотский (Т15–Т18) и Карский (Т2–Т5) блоки были отделены от Сибири структурами мезозойского Анюйского океана [Sokolov et al., 2003] и его позднепалеозойско-раннемезозойского западного продолжения [Верниковский, 1996;

Руженцев и др., 2001], соответственно. Поэтому маловероятно, что найденные в этих «точках» детритные и ксеногенные минералы с позднедокембрийскими и кембрийскими возрастами имели сибирское происхождение. Более вероятным источником минералов с возрастами в ~730–500 млн лет являются комплексы орогена Протоуралид-Тиманид.

Обнаружение популяций кластогенных и ксеногенных цирконов и других минералов с возрастами в ~730–500 млн лет в различных частях Арктического сектора доказывает:

1. Продукты разрушения орогена Протоуралид-Тиманид разносились не только к ЮЗ от орогена (т. е. в пределы Балтики), но и к СВ от него.

2. Сам факт разноса продуктов разрушения орогена Протоуралид-Тиманид по пространствам, расположенным к СВ от орогена, означает, что к СВ от орогена, начиная с самого начала палеозоя, не было океанического бассейна.

3. Беспрепятственный разнос продуктов разрушения орогена Протоуралид-Тиманид в палеозое и начале мезозоя по всему пространству Арктики может означать, что здесь располагался единый массив с корой континентального типа и отсутствовали скольнибудь крупные океанические бассейны, которые бы разделяли континентальный массив на отдельные блоки и создавали на пути транспортировки продуктов размыва орогена Протоуралид-Тиманид непреодолимые препятствия.

В разделе V.2.4. (Палеобиогеографические доказательства существования в раннем палеозое обширного массива с корой континентального типа к СВ от орогена ПротоуралидТиманид) приведены доказательства палеобиогеографических связей между седиментационными бассейнами, располагавшимися в разных, возможно даже достаточно удаленных друг от друга частях континента Арктида, как между собой, так и с бассейнами, расположенными в пределах Балтики (с которой Арктида, начиная с раннего палеозоя, была «спаяна» в единый композитный континент – Аркт-Европа). Наличие в раннем палеозое тесных палеобиогеографических связей континентов, располагавшихся по обе стороны от орогена Протоуралид-Тиманид, противоречит представлениям об орогене как об аккреционной структуре, сформировавшейся на СВ аккреционной окраине Балтики и граничившей на СВ с океаном, из пространств которого вплоть до временного рубежа венда и кембрия «прибывали и причинялись к СВ окраине Балтики разнородные террейны.

В разделе V.2.5. (Некоторые структурные особенности орогена ПротоуралидТиманид) описаны ранние мезоструктурные парагенезы комплексов протоуралидтиманид СВ обрамления ВЕП. Показано, что разграничивающая ареалы распространения протоуралид-тиманид ЮЗ- и СВ-типа (представленных, соответственно, преимущественно осадочными позднедокембрийскими образованиями и существенно вулканогенными, вулканогенно-осадочными породами, ассоциирующими с гранитоидами и редкими офиолитами) ПИЧ-сутурная зона является также и «структурной разделительной линией». А именно, к СВ от нее ранние мезоструктуные парагенезы в протоуралидахтиманидах СВ-типа характеризуются преимущественно СЗ-ЮВ простираниями линейных структурных элементов и СВ вергентностью покровно-складчатых деформаций. В противоположность этому, к ЮЗ от ПИЧ-сутуры располагаются ареалы развития ЮЗ протоуралид-тиманид, для ранних структурных парагенезов которых характерны преимущественно СЗ-ЮВ простирания линейных структурных элементов и ЮЗ вергентность покровно-складчатых деформаций (рис. 16).

К ЮЗ от ПИЧ сутуры распространены фрагменты орогена Протоуралид-Тиманид, которые могут быть интерпретированы как реликты его ЮЗ крыла, характеризующиеся покровно-складчатыми дислокациями СЗ простирания и ЮЗ вергентности, зафиксированными в протоуралидах-тиманидах п-ова Варангер (диагр.1-ЮЗ), п-овов Средний и Рыбачий (диагр. 2-ЮЗа,б), хр. Канин Камень (диагр.3-ЮЗ), притиманской части фундамента ПП (диагр.4-ЮЗ) и севера Кваркушского антиклинория (диагр.5-ЮЗ). К СВ от ПИЧ-сутуры распространены фрагменты орогена Протоуралид-Тиманид, которые могут быть интерпретированы как реликты его СВ крыла, характеризующиеся покровно-складчатыми дислокациями СЗ простирания и СВ вергентности, зафиксированными в протоуралидах-тиманидах ЗВЯ (диагр.1-СВа,б), на юге Южного острова Новой Земли (диагр.2-СВ), на севере Харбейского выступа – юг хр. Марункеу (диагр.

3-СВ), на СЗ Харбейского выступа (диагр.4-СВ), на поднятии Енганэ-Пэ (диагр.5-СВ), на Манитанырд-Пайпудынском выступе (диагр.6-СВ), на поднятии Хараматалоу (диагр. 7-СВ) и на севере Ляпинского антиклинория (диагр. 8-СВ).

Рис. 16 (5.2.6.) Схема размещения некоторых тектонических элементов и структурных парагенезов реликтов орогена Протоуралид-Тиманид восточной и СВ периферии ВЕП и западного сектора Арктики [Кузнецов, 2008в].

По краям схемы приведены диаграммы преобладающих пространственных ориентировок плоскостных и линейных структурных элементов позднедокембрийских комплексов реликтов орогена Протоуралид-Тиманид СВ обрамления ВЕП.

1 – качественная пространственная характеристика асимметричных складок и их каскадов в позднедокембрийских комплексах реликтов орогена Протоуралид-Тиманид: а – направление на север; б – простирание шарниров асимметричных складок; в – направление вергентности каскадов асимметричных складок в протуралидах-тиманидах; г, д – наложенный (каледонский и герцинский) структурные парагенезы – простирание шарниров (г) и направление погружения осевых поверхностей (д) наложенных складок; 2 – пространственная ориентировка структурных элементов, показанных на диаграммах, помещенных по краям схемы: нормали к сланцеватости и реликтовой слоистости (а), шарниры асимметричных СВ вергентных складок (б); минеральная и деформационная линейность, и линейность пересечения слоистости и сланцеватости (в); 3 – изолинии концентраций (шаг 2%) пространственных ориентировок структурных элементов комплексов протоуралид-тиманид: а-г – изолинии концентраций (диагр. 1СВ(а)) замеров осей «растянутых» галек: а – длинных осей; б – нулевая изолиния концентраций замеров длинных осей; в – коротких осей; г – нулевая изолиния концентраций замеров коротких осей; д,е – изолинии концентраций нормалей к замерам слоистости и сланцеватости (диагр. 1-СВ(б) и 7-СВ): д – изолинии концентраций замеров, е – нулевая изолиния Важно отметить, что: (1) на правление сжатия, простирание складок позднедокембрийских комплексов ЗВЯ и их вергентность – совершенно не соответствуют простиранию протоуралид-тиманид п-вов ВаРис. 17 (5.2.7.) Концептуальная схема строения кембрийского колрангер, Средний, Рыбачий, Кализионного орогена Протоуралид-Тиманид [Кузнецов, 2008в и др.].

1 – раннедокембрийское кристаллическое основание Балтики; 2 – офиолиты (реликты Протоуральско-Тиманского океана и зоны ты- “зеркальна” по отношению к ловодужного спрединга Манюкуяхинского задугового бассейна); 5-7 вергентности складчатых дислокомплексы активной Большеземельской окраины континента Арк- каций позднедокембрийских котида: 5-6 – надсубдукционные образования: 5 – вулканогенномплексов ЗВЯ, юга Южного осадочные; 6 – гранитоиды; 7 – комплексы «приостроводужной»

острова Новой Земли, Харбейчасти Манюкуяхинского задугового бассейна; 8 – комплексы «приского выступа, поднятия Енганэконтинентальной» части Манюкуяхинского задугового бассейна и направления движения литосферных плит; 13-14 – качественная лоу и севера Ляпинского антихарактеристика асимметричных складок и их каскадов на крыльях клинория и характеризует, сооторогена Протоуралид-Тиманид: 13 – ЮЗ-вергентные асимметрич- ветственно, ЮЗ и СВ крылья ные складки ЮЗ крыла; 14 – СВ-вергентные асимметричные склад- широкого дивергентного кемки СВ крыла.

Явно дивергентный характер предпозднекембрийских деформаций в протоуралидахтиманидах плохо согласуется с представлениями об «аккреционном» стиле строения Тиманской окраины Балтики, который должен был бы проявиться преимущественно односторонней вергентностью деформаций. В авторской трактовке зафиксированные структурные парагенезы и характер пространственного размещения типов протоуралид-тиманид в современной структуре ТПБР и севера Урала характеризуют дивергентное асимметричное складчатое сооружение с «зеркальными» относительно осевой зоны орогена деформациями на крыльях (рис. 16 и 17).

В разделе V.2.6. (Орогенное поднятие и передовой прогиб) показано, что для орогена Протоуралид-Тиманид (как и для других складчатых поясов коллизионного типа) характерно наличие сопряженной пары морфоструктур: орогенное поднятие – передовой (предгорный) прогиб. В ТПР такими палеоморфоструктурами являются ПечороИлычское палеоподнятие и расположенный к ЮЗ от него Восточно-Притиманский прогиб или Ижемская впадина (по [Чупров, 2004 и др.]) или Ижма-Омринский (по [Тимонин, 1998 и др.]) прогиб. Ижма-Омринский прогиб выполнен обломочными породами второй половины кембрия(?)-нижнего ордовика – ижма-омринским комплексом [Тимонин, 1998, см. стр. 76] и протягивается в направлении с ЮВ на СЗ почти на 750 км при ширине до 150 км.

В разделе V.2.7. (Синколлизионные шарьяжно-надвиговые дислокации и постколлизионное расчленение элементов покровной структуры) показано, что в результате синколлизионных шарьяжно-надвиговых дислокаций и постколлизионного расчленения элементов покровной структуры, фундамент Большеземельской части ПП (реликт СВ крыла орогена Протоуралид-Тиманид) приобрел трехъярусное строение. Верхнее структурное положение здесь занимают аллохтонные позднедокембрийские образования активной окраины позднедокембрийского континента Арктиды (располагавшегося в позднем докембрии к СВ от СВ окраины Балтики), шарьированные из зоны кембрийского коллизионного взаимодействия Арктиды и Балтики (ПИЧ зона) далеко в пределы Арктиды в СВ направлении. Средний структурный ярус сложен позднедокембрийскими автохтонными комплексами окраинноморской природы, стратиграфически налегающими на раннедокембрийские образования Арктиды, которые слагают нижний структурный ярус.

При такой трактовке строения фундамента ПП существенно изменяется интерпретация Колгуевской, Харейверской и др. структур. В частности, при «аккреционном» подходе к пониманию строения и эволюции протоуралид-тиманид эти структуры рассматриваются как ограниченные разломами (сутурами) древние тектонические блоки (террейны) [Оловянишников, 1998, 2004 и др.]. В противоположность этому, в авторской интерпретации перечисленные структуры трактуются как крупные антиформные складки, в ядрах которых на поверхность предпозднекембрийского покровно-складчатого фундамента ПП выступают автохтонные комплексы тыловой части позднедокембрийской активной Большеземельской окраины Арктиды. При этом синформные структуры, сопряженные с антиформами, сложены близкоодновозрастными им дифференцированными вулканогенными и вулканогенно-осадочными комплексами фронтальных частей Большеземельской окраины Арктиды. Автохтонные комплексы среднего структурного комплекса Большеземельского мегаблока фундамента ПП сформировались, по-видимому, в тыловой части позднедокембрийской активной Большеземельской окраины Арктиды в условиях окраинного (тыловодужного) бассейна. По своему составу и происхождению они являются потенциально нефтегазоматеринскими, а их структурное положение (тектоническое перекрытие аллохтонными комплексами) может обеспечивать условия, благоприятные для образования скоплений углеводородного сырья. Это позволяет рассматривать Большеземельский мегаблок фундамента ПП как перспективный нефтегазоносный бассейн.

Таким образом, имеющиеся в настоящее время геологические, структурные, изотопно-геохронологические, биогеографические, геофизические и др. данные не могут быть адекватно взаимоувязаны в рамках представлений об орогене Протоуралид-Тиманид как об аккреционном горном покровно-складчатом поясе. Всё указывает на то, что ороген образовался в результате произошедшей на рубеже венда и кембрия коллизии палеоконтинентов Балтики и Арктиды.

Принципиальную схему разработанного автором тектонического сценария геодинамической эволюции восточного и СВ обрамления ВЕП в позднем докембрии и раннем палеозое можно подразделить на три главных этапа.