Коллектив авторов - Строение и история развития литосферы

В отличие от раннемезозойских, в позднемезозойских вулканитах концентрации TiO2 достигают величин 2.56–3.94 вес.%, P2O5 – 0.23–0.70 вес.%, Y – 32–49 г/т, Zr – 170–320 г/т, Nb – 12–33 г/т. Отношение Zr/Y меняется в них от 4.35 до 6.94 (среднее 5.66), а Y/Nb – от 1.48 до 3.33 (среднее 2.40).

Различия вещественного состава пород, слагающих ранне– и позднемезозойский магматический комплексы отчетливо видны на диаграммах Харкера, построенных для наиболее информативных породообразующих оксидов и редких элементов (рис. 3). Также отчетливо комплексы различаются по содержанию редкоземельных элементов (рис. 4), особенно по концентрациям легких REE. В долеритах даек «Гряда Аметистовая» и «Сквозная» (о. Хейса) проявлена незначительная отрицательная европиевая аномалия, которая пока не выявлена в породах раннемезозойского комплекса.

Рис. 3. Диаграммы Харкера для базальтов раннемезозойского (1) и позднемезозойского (2) магматических комплексов ЗФИ.

Рис. 4. Спектры редкоземельных элементов базальтов мезозойских магматических комплексов ЗФИ на хондрит-нормализованной (по Sun, McDonough, 1989) диаграмме. Условные обозначения см. на рис. 3.

Расчетное моделирование физико-химических параметров магматических систем, проведенное на основе данных по составам расплавных включений в плагиоклазах и пироксенах раннемезозойского магматического комплекса, показало, что эти параметры сходны для базальтов разных островов архипелага ЗФИ. Для базальтов о-ва Земля Александры вычисленная глубина генерации первичных расплавов составляет 75–100 км, а температура магмогенерации 1450–1550°С (Симонов и др., 2008). С этими данными практически совпадают соответствующие значения (65–95 км и 1410–1520°С) для базальтов о-ва Гукера (Симонов и др., 2009). Существенно иные величины глубины и температуры генерации магм (110 км и 1600°С, соответственно) получены для базальтов позднемезозойского магматического комплекса (Симонов и др., 2008).

Такое различие в возрасте, химизме вулканитов на уровне содержаний главных породообразующих оксидов, редких и редкоземельных элементов, составе расплавных включений в минералах, глубине и температуре магмогенерации, определенно говорит о том, что в пределах архипелага ЗФИ развиты два совершенно разные раннемезозойский и позднемезозойский магматические комплексы. Сравнение с магматическими комплексами известных геодинамических обстановок показывает, что по всем вещественным признакам вулканиты раннемезозойского магматического комплекса соответствуют типичным платобазальтам Сибирской платформы (Симонов и др., 2005), а позднемезозойского – сходны с плюмовыми вулканитами горячих точек внутриокеанических островов. По тем же признакам континентальные толеитовые базальты архипелага ЗФИ отличаются от базальтов континентальных рифтовых областей, в частности от эталонной Байкало-Монгольской рифтовой системы, где преобладают субщелочные базальты.

Отмеченные черты мезозойского магматизма архипелага ЗФИ являются отражением специфической геодинамической позиции Баренцевоморской пассивной континентальной окраины в юрско-меловое время, которая обусловлена положением ее в области взаимодействия окраинно-континентальных и формирующихся океанических структур (Шипилов, 2004; 2008; Шипилов, Карякин, 2009).

3. Базальтоидный магматизм Западного Шпицбергена

Здесь приводятся результаты исследования химического состава базальтоидов Западного Шпицбергена в контексте их сопоставления с изученными магматическими породами архипелага Земли Франца-Иосифа (ЗФИ) с целью выяснения особенностей их геохимической специализации, границ распространения ареала юрско-мелового магматизма Баренцевоморской окраины и его геодинамической природы.

Рассматриваемые комплексы базальтовых образований западной части Земли Норденшельда (западное побережье залива Грёнфьорд, рис. 5) располагаются на западной периферии Шпицбергена. Они протягиваются с юга на север в виде двух полос эскарповых обнажений, иногда перекрытых четвертичными отложениями и ледниками, с общим азимутом простирания около 335°–340° совпадающим с основным простиранием преимущественно терригенных вмещающих пород верхнего палеозоя-триаса. Пластовые тела базальтовых силлов залегают субсогласно с ними, падая на восток под углами 30°–40°, а их видимая мощность изменяется от 7–8 до 10–15 м. Западный силл, локализованный восточнее оз. Линне, тяготеет по своему положению в разрезе к границе карбона/перми, а Восточный – к нижнему-среднему триасу или к его границе с пермью.

Рис. 5. Геологические схемы Шпицбергена (слева) (Harland, 1997) и западной части Земли Норденшельда (справа). Левый рис.: темные пятна – распределение базальтоидных комплексов; выделенный черной рамкой прямоугольник – район исследований (западная часть Земли Норденшельда). На врезке – острова Земля Короля Карла. Правый рис.: геологические комплексы западной части Земли Норденшельда. З – западный силл (восточный берег оз. Линне), В – восточный силл.

В тектоническом плане вмещающие породы вместе с силлами слагают Центрально-Шпицбергенский бассейн (грабен) и обнажаются на его западном борту, ограниченном разломами. По сейсмическим данным положение пластовых тел базальтов просматривается, практически, на тех же уровнях в разрезе Южно-Баренцевского бассейна и, кроме того, подтверждено скважиной Лудловская, прошедшей группу верхних интрузий базальтовых пород в среднем триасе. Возраст силлов, пробуренных этой скважиной, по K-Ar методу составляет 131–139 млн. лет (верхний силл) и 159 млн. лет (нижний силл) (Комарницкий, Шипилов, 1991).

Одни из первых опубликованных определений радиологических возрастных датировок долеритовых силлов, обнажающихся на правобережье Ис-фьорда (прилегающему к исследуемому нами району с северо-востока), представлены значениями 110±10, 125±12, 135±15, 149±17 млн. лет (Gayer et al., 1966). Это указывает на юрский и, преимущественно, раннемеловой интервалы внедрения интрузий. Пластовые тела базальтовых силлов вскрыты при бурении в этом районе скважин Грумантская-1, Вассдаленская-2 и 3 в разрезах терригенного триаса.

Помимо отмеченного, на Свальбарде диабазовые силлы и дайки широко развиты и в восточной части острова Западный Шпицберген, а также на островах Северо-Восточная Земля, Баренца, Эдж и др. По имеющимся данным радиологического датирования, показывающим большой разброс значений, возраст вулканитов в целом оценивается как раннемеловой. Выделяются два пика магматической активности 144±5 и 105±5 млн. лет (Буров и др., 1976; Worsley et al., 1986). Более определенно возраст вулканитов устанавливается по стратиграфическому положению их на островах архипелага Земля Короля Карла, где базальты формируют несколько лавовых покровов, перемежающихся с барремскими песчаниками континентального генезиса (Smith et al., 1976), представленными дельтовыми последовательностями (sequences of Kvalvagen) (Worsley et al., 1986).

В региональном тектоническом плане распределение проявлений базальтоидов Шпицбергена, также как и Земли Франца-Иосифа, контролируется системой разломов северо-западного и северо-восточного простираний сбросового и сдвиго-сбросового типов. Наличие основных из этих разломов достаточно определенно просматривается в рельефе дна и аномальном магнитном поле. К ним относится Хинлопенская зона разломов северо-западного простирания, своего рода окраинно-континентальная «трансформа», и другие субпараллельные ей нарушения, вдающиеся в Свальбардский архипелаг, вдоль которых концентрируются выходы юрско-мелового базальтоидного магматизма. Одним из таких районов является северное побережье Ис-фиорда, где нами еще в 1995 г. был взят образец мезозойских базальтов, бронирующих триасовые отложения (Шипилов, 2004). Лабораторные исследования показали, что это долеритовая порода, слабо измененная, с диабазовой структурой. В состав входят плагиоклаз, клинопироксен, титаномагнетит (5–10 %), биотит, апатит. Порода не несет признаков регионального метаморфизма. Отмечается слабая пелитизация плагиоклаза и серицизация. В сравнении с палеозойскими дайками Кольского полуострова (300–350 млн. лет), имеющими обычную плотность 2,90–2,97 г/см3, данный образец является более плотным – 3,02 г/см3, сопоставим по магнитной восприимчивости (15–20х103 СИ), но имеет более высокую остаточную намагниченность (1,05 А/м), что косвенно свидетельствует о его более молодом возрасте. Вместе с тем для породы характерны и более высокие скорости распространения упругих волн: продольных от 4,90 до 6,63 км/с и поперечных от 2,79 до 2,97 км/с. Судя по отношению скоростей, формирование этих базальтовых образований происходило в условиях преобладания горизонтальных тектонических движений.