Эндогенные режимы и эволюция регионального метаморфизма в породах складчатого основания архипелага Шпицберген

Сироткин, Александр Николаевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Эндогенные режимы и эволюция регионального метаморфизма в породах складчатого основания архипелага Шпицберген
ВАК РФ 25.00.04, Петрология, вулканология

Автореферат диссертации по теме "Эндогенные режимы и эволюция регионального метаморфизма в породах складчатого основания архипелага Шпицберген"

На правах рукописи

СИРОТКИН Александр Николаевич

ЭНДОГЕННЫЕ РЕЖИМЫ И ЭВОЛЮЦИЯ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА В ПОРОДАХ СКЛАДЧАТОГО ОСНОВАНИЯ АРХИПЕЛАГА ШПИЦБЕРГЕН

Специальность 25.00.04 - Петрология, вулканология

г і ноя 2013

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург - 2013

005539461

Работа выполнена в Федеральном государственном унитарном научно-производственном предприятии «Полярная морская геологоразведочная экспедиция»

Официальные оппоненты:

Глебовицкий Виктор Андреевич чл.-корр. РАН, доктор геолого-минералогических наук, ФГБУН «Институт геологии и геохронологии докембрия РАН», лаборатория петрологии, заведующий

Верба Марк Леонидович доктор геолого-минералогических наук, ОАО «Севморгео», главный научный сотрудник

Терехов Евгений Николаевич доктор геолого-минералогических наук, ФГБУН «Геологический Институт РАН», лаборатория тектоники консолидированной коры, ведущий научный сотрудник

Ведущая организация: ФГУП «ВНИИОкеангеология»

Защита диссертации состоится 27 декабря 2013 года в 14 часов на заседании диссертационного совета Д 212.224.04 при Национальном минерально-сырьевом университете «Горный» по адресу: 199106 Санкт-Петербург, 21-я линия, дом 2, ауд. 4312

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Национального минерально-сырьевого университета «Горный».

Автореферат разослан 11 ноября 2013 года

УЧЕНЫЙ СЕКРЕТАРЬ ГУЛЬБИН

диссертационного совета Юрий Леонидович

Актуальность исследований. Проблема формирования континентальной земной коры в докембрии является одной из ведущих в современной геологии. Поэтому реконструкция условий осадконакопления древних комплексов Шпицбергена и их последующего метаморфизма, характеристика древнего магматизма, эволюция эндогенных процессов и определение их временной приуроченности являются важнейшей задачей петрологического изучения складчатого основания архипелага. Актуальность такого рода исследований тем более несомненна в свете вопроса о существовании в Арктике докембрийского континента Арктида [Хаин, Филатова, 2009 и др.], континентальной окраиной которого может являться микрократон Шпицбергенского складчатого основания. В общей картине эволюционного развития этого палеоконтинента имеется ещё много спорных построений (например, время и условия формирования палеократонов и т.д.). Шпицберген, несмотря на появление противоречивых моделей развития его древних структур [Красильщиков, 1973; Бархатов, 1970; Леонов, 1976; Турченко, 1987; Gee, Page, 1994; Кузнецов, 2009, и др.], является одним из ключевых районов для докембрия Западной Арктики. Его изучение даёт понимание P6-PZ2 истории всего региона, создаёт основу для региональной корреляции разновозрастных комплексов и палеотектонических построений как в пределах Баренцевоморского, так и в масштабах Западно-Арктического регионов.

Цель исследований. Основная цель исследований состоит в установлении главных этапов, петролого-петрохимических особенностей и геодинамических обстановок формирования структурно-вещественных комплексов (СВК) складчатого основания Шпицбергена для разработки геодинамической модели становления докембрийского - среднепалеозойского основания западной части Баренцевоморской плиты. При этом решались следующие задачи:

1. Сбор, анализ и систематизация данных по геологии и петрологии СВК складчатого основания Шпицбергена во всех литолого-тектонических блоках для обеспечения последующих петрологических, геохронологических и геодинамических построений.

2. Формационная типизация магматических комплексов и определение связи магматизма, метаморфизма и тектоники на отдельных этапах становления складчатого основания архипелага.

3. Классификация метаморфических пород, реконструкция на петрохимической основе их первичной природы и условий осадконакопления осадочно-вулканогенных и осадочных комплексов.

4. Комплексное исследование метаморфитов, слагающих их минералов и газово-жидких включений в метаморфогенных минералах для выявления последовательности смены минеральных парагенезисов и наличия метаморфической зональности. Определение на этой основе термодинамических параметров отдельных этапов регионального метаморфизма.

5. Восстановление последовательности развития процессов регионального метаморфизма и смены геодинамических обстановок в докембрийской - среднепалеозойской истории архипелага, а также пространственно-временная корреляция этих событий.

6. Выявление связи эндогенного рудообразования с тектоно-метаморфическими процессами и установление металлогенической специализации и потенциальной рудоносности разновозрастных СВК.

Фактические материалы и личный вклад автора. Основу работы составляют результаты многолетних геолого-съёмочных и специализированных исследований, выполненных на архипелаге Шпицберген ФГУНПП «Полярная морская геологоразведочная экспедиция», в Шпицбергенской партии которой автор работает с 1983 года. Использовались многочисленные литературные источники по решению геологических проблем Шпицбергена и Западного сектора Арктики, обобщён и систематизирован обширный материал по проблемам метаморфизма, магматизма и металлогении Шпицбергена.

В основу аналитических данных по изучению метаморфических и магматических комплексов архипелага Шпицберген положен фактический материал, собранный автором за время работы геологом Шпицбергенской партии ФГУНПП ПМГРЭ, а также материалы старшего геолога Сергея Александровича Абакумова (1934-1996), под руководством которого автор начинал свою профессиональную деятельность. В процессе работы с полученными материалами в лабораториях ВНИИОкеангеология, ВСЕГЕИ, ПМГРЭ и ПГО «Невскгеология» проанализировано на полный силикатный анализ более 500 проб метаморфитов и магматитов, более 200 анализов на РЗЭ и элементы-примеси, более 3000 спектральных полуколичественных анализов по породам и рудам; описано более 2500 шлифов и аншлифов, более 250 минералогических проб. Микрозондовый анализ минералов проводился в лабораториях ПГО «Невскгеология», «Механобр», Университета г. Упсала (Швеция) и ВСЕГЕИ. Было выполнено около 1500 анализов по отдельным минеральным зёрнам и более 50 детальных микрозондовых профилей через зёрна граната, амфибола, эпидота, слюд и полевых шпатов. Изучение газово-жидких включений

(ГЖВ) проводилось во ВСЕГЕИ (к.г.-м.н. Е.В. Толмачёва) в кварце и цирконе из метаморфитов; всего изучено 35 проб. В изотопных центрах ВСЕГЕИ, Музея Естественной Истории (Стокгольм, Швеция), ГИ КНЦ РАН (Апатиты) и ИГМ СО РАН (Новосибирск) получены результаты по и-РЬ, РЬ-РЬ, ЯЬ-Бг, Аг-Аг, Бт-Ш датированию пород.

Личный вклад автора в решение поставленной проблемы заключался в непосредственном участии в полевых исследованиях в различных районах Шпицбергена, в обработке и анализе полученных результатов, в обобщении фондовых и литературных источников, в составлении ряда производственных отчётов в качестве ответственного исполнителя. На архипелаге Шпицберген автор описал и изучил несколько крупных рудопроявлений меди, серебра, золота, молибдена, флюорита, горного хрусталя; им впервые обнаружены и описаны дайки и трубки, выделенные в качестве позднепалеозойской щёлочно-ультраосновной формации. Автор является соавтором нескольких разномасштабных геологических карт Шпицбергена, часть из которых издана либо в России, либо за рубежом. Значительная часть авторских материалов, результатов химических и микрозондовых анализов уже опубликована, в связи с чем в диссертации первичные данные приводятся в ограниченном объёме.

Научная новизна. 1. Обоснована авторская схема последовательности главных тектоно-метаморфических событий в регионе, разработана модель эволюции полиметаморфических преобразований осадочно-вулканогенных и осадочных комплексов и дана периодизация метаморфической истории Р€ - Р22 Шпицбергена.

2. Изучены термодинамические условия различных этапов регионального метаморфизма во всех литотектонических блоках архипелага и на основе единого методического подхода сопоставлены термодинамические режимы метаморфизма в докембрии — среднем палеозое в масштабах всего региона.

3. Доработана схема типизации древнего магматизма архипелага [Абакумов и др., 1984], что позволяет определить связь магматизма, метаморфизма и тектоники для разновозрастных структурно-формационных зон с различным геодинамическим режимом и даёт новый материал для минерагенического прогноза.

4. Проведено изотопное датирование пород целого ряда метаморфических и магматических комплексов в разных частях архипелага: Ню Фрисланд (НФ), северо-западный (СЗШ), западный и юго-западный (ЮЗШ) Шпицберген, Северо-Восточная Земля (СВЗ). При участии автора впервые выделены цирконы АЯг возраста в

породах серии Атомфьелла [Ва^Иоу е1 а1., 1993], Яг возраста в метаморфических породах серии Вереншельдбреен на ЮЗШ [Ва1азЬоу еХ а1., 1995] и дайках метапорфиритов, прорывающих метаморфиты комплекса Дувефьорд на СВЗ [Сироткин, Евдокимов, 2011], Яз-У в ультрабазитах полуострова Бискайер на СЗШ [Сироткин и др., 2012ф]; впервые комплексом методов датированы дайки Оз-С1 щёлочно-ультраосновных пород [Евдокимов и др., 2006; Сироткин и др., 2012].

5. Показано, что докембрийские этапы - карельский и гренвильский - являются корообразующими и ответственны за формирование кристаллического фундамента РЯ] — Яг возраста, а более поздние этапы (в т.ч. каледонский) являлись наложенными, осложняющими структуру эпигренвильской платформы.

6. Среднепалеозойская история Шпицбергена трактуется как время регенерации рифтогенных процессов на древней платформе, а собственно каледонский метаморфизм проявлен лишь локально.

Практическая значимость работы определяется возможностью применения её результатов в нескольких направлениях.

Результаты исследований могут быть использованы при мелко-и среднемасштабном картировании в пределах архипелага и окружающего его шельфа, а также при создании схем тектонического развития основания Баренцевоморской плиты и Евразийского бассейна в целом. В частности, ФГУНПП «ПМГРЭ» была издана геологическая карта Шпицбергена и окружающего его шельфа масштаба 1:1 000 000 [КтаБПэЫкоу е1 а1., 2008], где использованы некоторые результаты данных исследований. В период 2002-2010 гг. в Шпицбергенской партии создана серия карт масштабов 1:200 000 и 1:100 000 на районы архипелага, при подготовке которых учтены данные разработки.

Предлагаемая схема эволюции метаморфизма складчатого основания архипелага Шпицберген способствует объективной оценке минерагенической специализации древних СВК, а также может быть применена для разработки критериев прогнозирования и оценки возможных типов оруденения, связанного с Р€ - РЪг породами. Собранный материал позволяет коррелировать процессы рудообразования с разновозрастными метаморфическими, постметаморфическими и магматическими процессами и повышать в итоге качество металлогенического прогноза [Твёрдые полезные ископаемые..., 2010]. Установленная связь процессов метаморфизма и рудогенеза с зонами глубинных разломов позволила выделить в центральной части острова Западный Шпицберген Центрально-Шпицбергенскую полиметаллическую зону [Сироткин, 2006 и др.], а в

её пределах - серию крупных рудопроявлений меди, серебра, барита, флюорита и дайки кимберлитоподобных пород, приуроченных к зонам глубинных разломов. По итогам этих исследований создана карта полезных ископаемых и закономерностей их размещения центральной части острова Западный Шпицберген масштаба 1:200 ООО [Сироткин и др., 2007ф].

Новые представления о процессах формирования верхних уровней складчатого основания архипелага могут быть использованы для получения уточнённой оценки перспектив нефтегазоносности этого региона. Отсутствие на Шпицбергене региональных проявлений каледонского метаморфизма делает перспективными в этом отношении отложения нижнего палеозоя, особенно в восточных районах архипелага. В последние годы наши работы показали, что на востоке архипелага кембрийско-ордовикские отложения характеризуются отсутствием признаков метаморфизма и одновременно высокой битуминозностью [Костева, Тебеньков, 2006]. В то же время, к югу и юго-востоку от архипелага, на шельфе Баренцева моря этот уровень разреза стал рассматриваться специалистами как нефтеперспективный. Это относится, в частности, к району Центрально-Баренцевоморского поднятия (к востоку от острова Медвежий).

Публикации. Результаты исследований по теме диссертации изложены в 41 публикациях, включая одну авторскую монографию, одну коллективную монографию и 11 статей в изданиях, рекомендуемых ВАК.

Апробация результатов исследований. В разное время они докладывались на всероссийских и международных совещаниях, в т.ч.: на 23 Международной конференции «Зимняя встреча полярных геологов» (Орхус, Дания, 1998), I, IV, V Всероссийских симпозиумах по вулканологии и палеовулканологии (Петрозаводск, 2001; Петропавловск-Камчатский, 2009; Екатеринбург, 2011), III, IV, V и IX Международной конференции «Комплексные исследования природы Шпицбергена» (Мурманск, 2003, 2004, 2005, 2009), Международной конференции «Арктическая геология, углеводородные ресурсы и проблемы развития» (Тромсе, Норвегия, 2004), Международная конференция «Asia current research on fluid inclusion ACROFT 1» (Китай, Наньнин, 2006), XIV международной конференции «Связь поверхностных структур земной коры с глубинными» (Петрозаводск, 2008), 9-й кимберлитовом конгрессе (Германия, 2008), XLII и XLIII Тектонических совещаниях (Москва, 2009, 2010), XI Всероссийском петрографическом совещании (Екатеринбург, 2010), V Всероссийской

конференции «Современные проблемы магматизма и метаморфизма» (СПб, 2012) и др.

Результаты исследований изложены автором в ряде производственных геологических отчетов, в т.ч.: «Метаморфические и магматические комплексы полуострова Ню Фрисланд и их минерагеническая характеристика» (1989), «Геохронология и петрология складчатого фундамента архипелага Шпицберген» (1993), «Главные этапы тектонического развития фундамента Шпицбергена (по результатам геохронологического доизучения архипелага)» (1998), «Составление и подготовка к изданию геологической и геоморфологической карт масштаба 1:1 ООО ООО архипелага Шпицберген и прилегающего шельфа» (2000), «Геологическое строение и полезные ископаемые центральной части острова Западный Шпицберген» (2007), «Геологическое доизучение северо-восточных районов архипелага Шпицберген» (2010) и др.

Структура и объём работы. Диссертация состоит из 7 глав, введения и заключения общим объёмом 476 стр., включая список литературы из 372 наименований, 208 рисунков и 43 таблиц.

В главе 1 рассмотрены основные черты геологического строения складчатого основания архипелага Шпицберген и состояние геологической изученности этого объекта. Глава 2 посвящена подробной геологической характеристике СВК складчатого основания и петролого-петрохимической характеристике магматических комплексов Шпицбергена. В главе 3 кратко представлены проблемы изучения и картирования метаморфических комплексов и современные подходы к их решению. Рассмотрена практика применения петрологических, геохронологических, структурно-геологических методик при изучении древних комплексов Шпицбергена. В главе 4 уделено внимание вопросам реконструкции первичного состава метаморфитов Шпицбергена, проведён анализ геодинамических обстановок формирования первичных комплексов складчатого основания архипелага. В качестве эталонных рассмотрены комплексы Ню Фрисланда, а в сравнении с ними - материалы по другим комплексам основания архипелага. Глава 5 - ключевая часть работы, и посвящена петрологической характеристике фаций и типов регионального метаморфизма СВК основания Шпицбергена. В главе 6 предложена авторская схема эволюции эндогенных процессов в блоках основания архипелага и обсуждены геодинамические обстановки их проявления. Глава 7 обобщает материалы по эндогенному рудообразованию в древних СВК и рассматривает связь этого

рудогенеза с тектоно-метаморфическим преобразованием СВК основания архипелага.

Выражение благодарности. Диссертационная работа выполнена в Шпицбергенской партии ФГУНПП «Полярная морская геологоразведочная экспедиция». В работе использованы, наряду с первичными данными автора, также фондовые материалы из отчетов сотрудников Шпицбергенской партии С.А. Абакумова, A.A. Красилыцикова, A.M. Тебенькова, С.И. Турченко. Большую помощь в исследовании ГЖВ, всесторонние консультации и поддержку в работе оказывала к. г.-м. н. Е. В. Толмачева (ИГГД РАН). Все работы по исследованию мезоструктурных парагенезов в породах складчатого основания архипелага проводились при руководстве и непосредственном участии д. г.-м. н. Н.Б. Кузнецова (ГИН РАН).

Автор глубоко признателен А.Н. Евдокимову, Д.В. Никитину, С.И. Турченко, Е.А. Кораго, Н.М. Столбову, И.Ю. Винокурову, A.M. Тебенькову, А.Н. Ларионову, М.Б. Сергееву, Н.Б. Кузнецову, С.Д. Великославинскому, Е.В. Толмачевой, A.A. Лайбе, Н.Л. Алексееву, чьи помощь, критические замечания и советы были очень полезны при работе над диссертацией. Всем перечисленным коллегам автор выражает глубокую и искреннюю благодарность за содействие, поддержку и консультации при подготовке работы.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

На Шпицбергене складчатое основание выступает в четырех районах архипелага, представляющих самостоятельные литотектонические блоки: СВЗ, НФ, СЗШ, ЮЗШ (рисунок 1). Эти крупные блоки различаются объёмом разрезов и интенсивностью процессов магматизма и метаморфизма. В составе основания Шпицбергена выделяются четыре структурных этажа [Soviet geological..., 1996; Тебеньков и др., 2004 и др.]: нижний (PRO, средний (Ri), промежуточный (R2) и верхний (R3-PZ1). Ключом к пониманию сложной тектонической эволюции древних структур Шпицбергена сейчас считаются надежные возрастные датировки внутри отдельных структурных этажей (рисунок 2).

Структурный план Шпицбергена характеризуется субмеридиональным простиранием линейных складчатых структур, осложненных продольными сбросами. Эти структуры не претерпели существенных изменений в эпохи эпиплатформенной активизации, за исключением западного побережья архипелага, где в зоне интенсивного альпийского надвигообразования разделение древних структур и собственно альпийских надвиговых покровов оказывается

затруднительным. В современном срезе в контурах всего архипелага выделяются 6 структур I порядка, представляющих складчатое основание Шпицбергена (рисунок 1): северо-восточный выступ фундамента; антиклинорий западной части СВЗ; Хинлопенский синклинорий; антиклинорий Западного НФ; выступ кристаллического фундамента СЗШ; горст-антиклинорий ЮЗШ [Красильщиков, 1973].

Наиболее полный и хорошо сохранившийся разрез полуострова НФ, сложенный в различной степени метаморфизованными породами PRi-PZi возраста, - общепризнанный тектонотип шпицбергенского додевонского основания [Красильщиков, 1973 и др.]. Между метаосадочно-вулканогенной серией Атомфьелла (PRO и метаосадочной серией Моссель (Ri) описано структурное несогласие. Второй по представительности разрез изучен на СВЗ: здесь описаны непосредственные контакты и угловые несогласия между тремя верхними СВК. В остальных блоках разрезы представлены в усеченном виде, где зачастую наиболее ранние комплексы переработаны более поздними тектоно-метаморфическими процессами. В пределах каждого блока вычленено несколько структурных этажей, между которыми с той или иной степенью надежности возможна корреляция друг с другом в рамках архипелага. Региональными маркёрами являются толщи среднего СВК, чьи породы известны во всех районах архипелага, и вендских диамиктитов, которые присутствуют на СВЗ, НФ и ЮЗШ (рисунок 3). Проявления разновозрастного магматизма не отличаются интенсивностью: большинство стратифицированных комплексов можно отнести к амагматичным, а среди интрузивных комплексов преобладают магматиты гранитоидного ряда.

На основании различных материалов и с позиций разных тектонических школ геологи по-разному рассматривали историю формирования основания архипелага. У. Харланд [Harland, 1961] рассматривал толщи НФ как единый геосинклинальный разрез PRi-PZi возраста, который был деформирован, метаморфизован и частично гранитизирован в главную фазу каледонской складчатости. Другая гипотеза [Соколов и др., 1968; Красильщиков, 1973] предполагала существование древнего (PRO кристаллического основания рифейской миогеосинклинали, в ходе инверсии и метаморфизма которой в каледонское время сформировался современный структурный план фундамента. По Б.П. Бархатову [1970] и др. - V-PZ] этап рассматривается как платформенный, а события каледонского времени - как постплатформенная активизация с орогенно-тафрогенным режимом при минимальном метаморфизме. Концепция транспрессии

рассматривает каледонский этап с мобилистских позиций как время коллизии в рамках единого Скандинавского фронта каледонид, объединение некогда разобщенных разновозрастных террейнов в единое целое, широкое развитие надвиговых процессов и интенсивный метаморфизм [Gee, Page, 1994 и др.]. Напротив, Н.Б. Кузнецов [2009 и др.] на основании анализа мезоструктурных парагенезов (пространственной ориентировки плоскостных и линейных элементов структуры) в R3-V образованиях ЮЗШ пришёл к выводу, что структуры складчатого основания Шпицбергена представляют собой не северовосточное продолжение Скандинавских каледонид, а являются северозападным продолжением Протоуралид-Тиманид. В последнее время высказаны идеи, что Шпицберген представляет эпигренвильскую платформу с доверхнерифейским фундаментом и R3-PZ1 чехлом, а девонский комплекс Шпицбергена сформирован в обстановке PZ2 внутриплитного рифтогенеза [Хаин, Филатова, 2009; Кузнецов, 2009; Сироткин, 2009 и др.].

Изотопные датировки (U-Pb, Pb-Pb, Rb-Sr, Ar-Ar, K-Ar, Sm-Nd, Re-Os) отражают основные этапы магматизма и метаморфизма [Gee et al., 1992; Balashov et al., 1993; Johansson et al„ 1995; Larionov et al., 1995, 1998; Tebenkov et al., 1996; Ларионов, 1999; Hellmann, 2000; Majka et al., 2006, 2007; Griffin et al., 2012 и др.]. Самые древние возраста по цирконам (U-Pb и Pb-Pb) отвечают интервалам 2700-2400 и 1770-1730 млн. лет, указывая возможные возраста AR2 протолита (детритовые цирконы) и карельских анатектических гранитов. Событие R2 (гренвильское) с одинаковой интенсивностью проявлено во всех блоках складчатого основания архипелага, что позволяет считать R2 этап временем завершения становления древнего фундамента Шпицбергена. Вендские (байкальские) события хорошо проявлены на ЮЗШ, СЗШ и ЦШ, что даёт основание на правомерность выделения этого этапа в истории архипелага. Тектоно-термальные события PZ2 возраста связаны, со всей очевидностью, с магматическими эпизодами; их метаморфогенное воздействие на комплексы складчатого основания было минимальным. В итоге можно выделить позднеархейский, раннепротерозойский, среднерифейский, вендский и среднепалеозойский этапы (рисунок 2) тектоно-термального развития основания архипелага [Тебеньков и др., 2004 и др.].

Обоснование защищаемых положений.

1. В составе складчатого основания архипелага Шпицберген выделяются четыре структурно-вещественных комплекса, претерпевших различной степени метаморфические

преобразования: нижний, осадочно-вулканогенный,

сформированный в PRi в условиях активной континентальной окраины; средний, осадочный, сформированный в Rj в условиях древней протоплатформы; промежуточный, осадочно-вулканогенный, рифтогенного происхождения и R2 возраста; верхний, осадочный, R3-PZ1 возраста, представляющий эпигренвильскую платформу.

Нижний СВК на архипелаге представлен сериями Смеренбургфьорд и Ричардцален (СЗШ) и комплексом Дувефьорд (СВЗ); его своеобразным стратотипом является серия Атомфьелла (НФ), наиболее сохранившаяся и наименее подвергнутая процессам мигматизации. Общей чертой разрезов СВК является осадочно-вулканогенная природа отложений и явно выраженный полиметаморфизм. В современном срезе породы этих серий представлены различными гнейсами, кристаллосланцами, кварцитами, амфиболитами, мраморами амфиболитовой фации и чередуются с зонами теневых гранитоидов. Толща серии Атомфьелла с угловым несогласием перекрывается породами серии Моссель (R0- Основным отличием других толщ нижнего СВК от серии Атомфьелла является широкое развитие внутри них процессов ультраметаморфизма, которые фактически ликвидировали внутреннюю стратификацию этих серий, и отсутствие нормальных геологических контактов с вышележащими СВК, что затрудняет установление их тектонических позиций.

Породы серии Атомфьелла, представляющие разрез PRi, формируют антиклинорий Западного НФ (160x30 км), осложненный структурами более высоких порядков, самая крупная из них -антиклиналь Атомфьелла. Ее ширина до 15 км, строение асимметричное: западное крыло - до 70°, восточное - 20-50°. Серия Атомфьелла сложена хорошо стратифицированной толщей, представленной 7 свитами. Возраст серии - PRb что подтверждается рядом датировок [Gee et al., 1992; Balashov et al„ 1993; Larionov et al., 1995, 1998 и др.].

В основу выделения среди метаморфитов Шпицбергена пара- и ортопород взята известная методика А.А. Предовского [1980]. Среди метаморфитов нижнего СВК выделены группы первично терригенных и вулканогенных пород (рисунок 4). Полученные выборки анализировались раздельно с помощью методик А.А. Предовского и других авторов [Неелов, 1980; Розен, 1993; Debon, Le Fort, 1983; Юдович, Кетрис, 2000 и др.]. Реконструкция геодинамических обстановок формирования описанных комплексов велась по

д» Карла

79°

/Ч

- 79"

о. Баренца Баренцево

море

~ о. Западный t: Шпицберген

-77°

dD1 ni: 2

S^l 3

lED7 Ш8

50 100 km

Эджа

Ш14

Й35 S36

Рисунок I - Схема геологического строения архипелага Шпицберген. 1-3 - последевонский чехол (1 - неогеновые платобазальты, 2 - палеоген. 3 - верхний палеозой -мезозой с мезозойскими долеритами); 4 - девонский красноиветно-сероцветный терригенный комплекс (комплекс девонского грабена); 5-7 - комплексы додсвонского фундамента (5 - террнгенно-карбонатные верхнерифейские-нижнепалеозойские комплексы с каледонскими гранитоидами. ft -метатерригенные и осадочно-вулканогенные нижне-среднерифейские комплексы с гренвильскими гранитоидами, 7 - метаморфические комплексы нижнего протерозоя); 8 - четвертичные вулканы (щелочные базальтоиды); 9 -разломы.

Главные литотектонические блоки фундамента Шпицбергена: I - Северо-Восточная Земля; II - Ню Фрисланд; III- Северо-Западный Шпицберген; IV - Юго-Западный Шпицберген.

Структуры первого порядка: северо-восточный выступ кристаллического фундамента (I); антиклинорий западной части СВЗ (тектоническая ступень Земли Принца Оскара - 2-I и антиклинорий бухты Норденшельда - 2-2); Хинлопенский синклинорий (3-1 - восточное и 3-2 -западное крылья); антиклинорий Западного Ню Фрисланда (4); Северо-Западный выступ фундамента (5) и тектоническая ступень (5-1) на сочленении с девонским грабеном: горст-антнклинорий западного побережья Шпицбергена (6); Девонский грабен Шпицбергена (7); Западно-Шпицбергенский грабенообразный прогиб (8): Восточно-Шпицбергенское горстообразное подия i ие (9)

Литотектонические блоки Шпицбергена

О) ± с оо 1 Западное побережье Шпицбергена Северо-Западный Шпицберген Ню Фрисланд Северо-Восточная Земля

400- А ■ А А • • ■ ■ ■ • •

600 - А ААВ А ■ ■ А ■ ■ 1 1-І

900-1000- ■ ■ • • • • • • ■

1200 - • ■ •

• • ■ • • • ■ в •

А С

1700- • • • • • ■ ■ ■ • • ■

1900-2100 • в • • •

2500 - ■ ■ в ■

Рисунок 2 - Сводные результаты основных датировок древних объектов из всех литотектонических блоков фундамента Шпицбергена

Методы: ■- изохронный и-РЬ по цирконам;

в- РЬ-РЬ "хілуїе grain" по цирконам; а- ЯЬ-5г валовый

Стратм-графичесіая шюла

карбон

Девон

іаовйк КемІ

ІЩИ

ваш

ВфХНИЙ

риф ей

Средний риф ей

Нижним риф ей

Нижнии фотероэсй

Верхнии архей

Л ит о т е к т о н и че с к ие блоки

Западное побережье

Birkenmajer, 1959, 1981 Красильщиков, Ковалева, 1976; Harland el. al., 1979 Hjelle, Ohta, Winsnes, 1979 Тебеньков, 1983

О □ О О О □

Еугтт икаен Серкап-Лецц ■каммен

да

Комфор^лгс-"X Еепьсунн / Софиебогген

Верен шельд-бреен

Конгсвегген Исбьёрнхамна

я ж

г.

v v v г^г

Северо-Запад

Gce, Hjelle, 1966 Абакумов, 1976, a, b Hjelle, 1979

Кросс-(П^рд

Смщаднбург-фЬО|»

— Т -

т-

— т -

- т —

- т

- т _

Ню Фрисланд

Harland et. al., 1966 Красильщиков, 1973 Gee et. al., 1992

Сслобреен ПолариСбреен

Лум-фиорд

Аг ом-фьелла

- 7 — ■ Т —

Северо-Восточная _Земля_

Floodet. al., 1969 Красильщиков, 1973 Ohta, 1982

Kann-Cnappe

Свеанор Мерчісон-Бей

Еренневинс-фьорд

Дувефьорд

Г г. ?

Л А Л + +

400 60080010001200" 14001600 1В00

2000Н

I л л Д 2

5---

Г-т-Т Q

- Т - Т - 3

Рисунок 3 - Схема корреляции литотектоническнх блоков фундамента Шпицбергена.

1 - карбонатные породы; 2 - орогенная формация девона; 3 - конгломераты; 4 - вендские диамиктитовые формации;

5 - песчаники; 6 - аргиллиты, алевролиты; 7 - слюдистые сланцы (и их разновидности); 8 - вулканогенные формации; 9 - мигматито-гнейсовые комплексы; 10 - отсутствие отложений; 11 - поверхность складчатого фундамента; 12 - несогласия внутри фундамента; 13 - гранитоиды еинорогенные и посторогенные; 14 - габброиды и ультрабазиты; 15 - эффузивы основного состава; 16 - эффузивы кислого состава; 17 - анатектические гранитоиды.

Q = 5i/3-(K+Na+2Cal -250

Рисунок 5 - Диаграмма P-Q (Debon, Le Fort, 1982) для клас-сификации ортопород серии Атомфьелла. Поля составов вулканитов: 1-риолиты, 2-деллениты, 3-риодациты, 4-да-циты, 5-Q трахиты, 6-Q латиты, 7-Q латиандезиты, 8-Q андезиты, 9-трахиты, 10-латиты, 11-латибазальты, 12-базальты

.. ч

4 8

• • + • о . • X* •

•А с •• ••

+ л • •

1Рс-М80, %

Тектонические обстановки:

А - океанические островные дуги

В - континентальные островные дуги

С - активная континентальная окраина

О - пассивная континентальная окраина

Рисунок 6 - Дискриминационные диаграммы М.Р. Бхатия (1983) для парапород серии Атомфьелла

IFo+MgO, % Породы свит: + Сербрсен

• Вассфарет х Бангенхук

• Рпттсрватнсг

• Харкербреен Смутсбреен Эсколабреен

стандартным методикам с использованием материалов по петрогеохимии орто- и парапород (рисунки 5 и 6).

В результате было установлено неравномерное распределение метавулканитов по разрезу серии Атомфьелла: широкое развитие их в пяти верхних свитах и редкая представительность в двух нижних. Выявленные метавулканиты принадлежат трем магматическим сериям: известково-щелочная (базальты, андезиты, риолиты); толеитовая (базальты); субщелочная (базальты, трахибазальты, трахидациты). Метаосадки серии характеризуются как недосыщенные АЬОз и богатые СаО и щелочами, а также резким преобладанием FeO над MgO; в разрезе преобладают граувакки и субграувакки и отсутствуют пелиты. Отношение AbOi/Na^O, величина которого говорит о степени химической зрелости пород и о характере источника их сноса, для двух нижних свит серии составляет в среднем 6,5 (относительно зрелые), а для пяти верхних - 4,6 (незрелые). Парагнейсы серии Атомфьелла характеризуются высокими значениями титанового модуля (ТМ) (среднее для свит в пределах 0,060 - 0,085), что, с нашей точки зрения, указывает на высокое присутствие вулканокластики основного состава, поступавшей в бассейн осадконакопления из источников сноса.

М і ТФ ТФТ I IV I 10/ /40 III/ II /70 I ' I

п.10'3 | KB / '

I I ÄQdTS- о %к пкв t гп I 1

АРК ~ сгвТ о ° і і

4 V«! .1 1 V п-10 і I А I I | ГВ + л 2 3 4 5 6

А м - W ц о ч о і

ТФ ТФТ | IV / ш/ и; і

П-10"3 KB J 1 1

ПКВ

1--------4—1—1 гл

х х АРК х х] J 1 1

п-102 і СГВ Iх X ]

• X 1**1

cJXxV X х " xx^Jjx ма у

X *

Рисунок 4 - Диаграммы A.A. Предовского для реконструкции первичного состава метаморфитов серии Атомфьелла (а) и комплекса Дувефьорд (б). Поля составов: ГЛ-глины, КВ-кварцевые псаммиты, ПКВ-полевошпат-кварцевые псаммиты, АРК-аркозы, СГВ-субграувакки, ГВ-граувакки, МВ-мелановакки, М-магматиты, ТФ-туфы, ТФТ-туффиты. I-собственно глины, П-высокоглинистые, III-глинистые, IV-малоглинистые и безглинистые породы

Таким образом, разрез нижних свит, представленный в основном парапородами, формировался за счет разрушения выветрелых пород, в т.ч. и базальтов. Разрез верхних свит (орто- и парапороды) -

типичный осадочно-вулканогенный комплекс. Вулканиты базальт-андезит-риолитовой формации составляют более половины его объема (рисунок 5); парапороды (туффиты и кластиты) сформировались за счет физического разрушения вулканитов. Можно утверждать, что серия Атомфьелла состоит из двух первично самостоятельных частей, которые были сформированы в обстановке активной континентальной окраины (рисунок 6). Толщи двух нижних свит характеризуются как палеобассейн задугового краевого прогиба, а толщи остальных свит -как преддуговый палеобассейн [Сироткин, 2001 и др.] Контакт между толщами, видимо, носил тектонический характер, позже снивелированный процессами складчатости и метаморфизма.

Одновременно было установлено, что доступная часть разреза серии Ричарддален представлена чередованием метатерригенных (граувакки, аркозы) и метавулканогенных (риолиты, дациты, андезиты, базальты) пород. Серия Смеренбургфьорд представлена ассоциацией осадочных и вулканогенных пород. Последние представляют бимодальную серию, в которой доминируют кислые и средние разности. Парапороды представлены метаграувакками; реже встречаются субграувакки, аркозы и мелановакки. Субстрат мигматитового комплекса Дувефьорд представлен пара- и ортопородами (рисунок 4); среди первых преобладают граувакки, а среди вторых - основные метавулканиты. В изученных выборках отсутствуют метапелиты и хорошо выражен бимодальный характер древнего вулканизма. Эти факты позволяют провести аналогии с серией Атомфьелла.

Учитывая общие особенности разрезов нижнего СВК, можно сделать выводы об идентичности изученных метаморфических серий, формировании их первичных разрезов в условиях подвижной зоны и реконструировать обстановки их образования как аналоги активной континентальной окраины. Это хорошо согласуется с материалами по серии Атомфьелла (НФ) и указывает на общность всех четырех изученных серий.

К среднему СВК относятся серии Кроссфьорд (СЗШ), Бренневинсфьорд (СВЗ), Исбьорнхамна и Конгсвегген (ЮЗШ); на НФ к этому комплексу отнесена серия Моссель, имеющая наиболее полный разрез при хорошей его сохранности. Общей чертой разрезов среднего СВК является осадочная природа пород, амагматичность, последовательная смена вверх по разрезу грубозернистых пород на тонкозернистые, в разной степени выраженный зональный метаморфизм. Серия Моссель имеет в основании структурное

несогласие с нижним СВК; серия Бренневинсфьорд (СВЗ) перекрыта с угловым несогласием вышележащими комплексами. Остальные серии имеют тектонические внешние границы. В современном срезе породы серий представлены Би-Мус гнейсами, различными сланцами, амфиболитами, мраморами, кварцитами, филлитами и песчаниками. В нижних горизонтах серий Кроссфьорд и Бренневинсфьорд присутствуют мигматиты. Уровень среднего СВК фиксирует скачок в степени метаморфизма - всегда вышележащие породы характеризуются минимальным метаморфизмом.

Для парапород серии Моссель (рисунок 7) характерно (кроме мраморов) относительно высокое содержание А12Оз (до 22-25%) и низкое - СаО (не более 2%),. Это узкая группа с плавными переходами (метапелиты-метаграувакки-метасубграувакки-метааркозы); роль пелитов повышается снизу вверх по разрезу. Отношение АЬОз/ЫагО в среднем равно 7,7, что говорит о высокой химической зрелости пород. Показательны данные по ТМ: среднее значение - 0,043; при этом оно возрастает вверх по разрезу (нижняя свита - 0,041; средняя - 0,058; верхняя - 0,061). В этом же направлении возрастает и глинозёмистость пород, т.е. пелиты являются более титанистыми, чем граувакки и субграувакки. Более высокая титанистость глинистых пород, нежели псаммитовых, является диагностическим признаком осадков типа first cycle rocks [Юдович, Кетрис, 2000] и указывает, что разрез серии формировался за счёт продуктов прямого разрушения древнего фундамента, без промежуточных коллекторов.

-!- 1 IV 1 ! , 1 1- / ш/ 11 /1

п-101 [_ KB j 1 1 г

-- 1 ПКВ i i ! 1 —1 —I— J rn

1 АРК --!-§!--! 1

п-101 | сгв 1 гв 1 J MB -¡s^oo. !

п-10"1 1 у

м I ка тот I iv /ш/ п; i ,

п -10"J L KB. : ! ! 2

•"iio" i iiit I ПКВ . I I I ,-------4-1-, ГЛ [_ APK Jjt- ; ' I 1 гв ; MB ууу 'Л I ^

Рисунок 7 - Диаграммы А.А.Предовского для реконструкции первичного состава метаморфитов разных свит серии Моссель (а) и Бренневинсфьорд (б). Поля составов - на рисунке 4.

Серия отнесена к комплексам, сформированным в пределах пассивной окраины протоплатформы. В период формирования разреза

окраина испытывала устойчивое погружение, а компенсированное осадконакопление сформировало закономерную серию пород - от глинистых псаммитов внизу до пелитов в верхней части серии.

Разрез серии Кроссфьорд представлен аналогами аргиллитов, полимиктовых и кварцевых песчаников; вулканиты в разрезе отсутствуют. Породы серии Бренневинсфьорд сопоставляются с метапелитами, глинистыми метаграувакками, метасубграувакками, реже метааркозами (рисунок 7). Широко представлены аналоги литотипов терригенных пород в серии Конгсвегген - от пелитов до псаммитов. Парапороды серии Исбьорнхамна представлены пелитами и граувакками. В целом, породы среднего СВК представляют компактную петрохимическую группу с отчётливо выраженным трендом: от полевошпат-кварцевых кластитов и аркозов через субграувакки и граувакки к пелитам; в выборках отсутствуют аналоги ортопород. Особняком стоят амфибол- и карбонатсодержащие породы с их высокой известковистостью.

Характерной чертой пород среднего СВК является поведение ТМ. Вариации его значений и их средние показатели для различных петротипов очень близки в разных сериях (таблица. 1), указывая на их генетическое единство. ТМ для сланцев (метапелитов) всегда заметно выше, чем для гнейсов и кварцитов (метапсаммиты). Редкие амфиболсодержащие породы (серии Кроссфьорд и Бренневинсфьорд) могут быть граувакками основного состава, хотя в некоторых случаях высокое содержание А1203 (до 20%) и низкое МёО (до 3-4%) указывает скорее на первичный карбонатно-глинистый состав породы. На основании этого можно рассматривать все разрезы среднего СВК как продукт прямого разрушения древней континентальной коры,

Таблица 1 - Поведение ТМ в породах среднего СВК (вариации/среднее)

Серии Группы пород

Весь разрез гнейсы сланцы амфиболиты

Кросс-фьорд 0,001-0,165/ 0,058 0,001-0,077/ 0,048 0,047-0,165/ 0,068 0,208-0,306/ 0,257

Бренневинсфьорд 0,009-0,099/ 0,048 0,009-0,063/ 0,034 0,041-0,099/ 0,057 0,109-0,263/ 0,189

Исбьорнхамна 0,062-0,07/ 0,066 нет 0,062-0,07/ 0,066 нет

Конгсвегген 0,032-0,066/ 0,06 0,032-0,039/ 0,035 0,054-0,066/ 0,061 нет

а геодинамические обстановки формирования комплекса можно с большой долей уверенности охарактеризовать как аналоги пассивной континентальной окраины со стабильным тектоническим режимом, при котором процессы химического выветривания в районах источников сноса могли доминировать. Дополнительный анализ диаграмм О.М. Розена [1993] позволяет отнести серии метатерригенных пород среднего СВК к субграувакковой серии, которая обычно формируется в пределах пассивных континентальных окраин.

Формации промежуточного СВК известны только на СВЗ и ЮЗШ. Серии комплекса отличаются значительным развитием вулканических образований широкого спектра, ассоциацией с комагматичными интрузивными проявлениями и подчинённым положением осадочных пород. Серия Кап-Ханстен (СВЗ) сложена вулканитами кислого, среднего и основного состава, которые с угловым несогласием и конгломератами в основании залегают на породах среднего СВК. Толща прорвана телами комагматичных кварцевых порфиров. Все породы метаморфизованы в зеленосланцевой фации. Серия Вереншельдбреен (ЮЗШ) представлена осадочно-вулканогенной толщей, в которой преобладают основные вулканиты, а осадки представлены кварцевыми, карбонатными и глинистыми разностями Толща прорвана интрузиями основного, ультраосновного и редко кислого состава. Все породы метаморфизованы в зеленосланцевой фации. Локально проявленная серия Вестготабреен (ЮЗШ) сложена различными сланцами с телами метабазитов; метаморфизм пород меняется от зеленосланцевого до эклогит-глаукофансланцевого. Низкий, в целом, уровень метаморфизма разрезов не мешает определить первичную природу слагающих их пород, поэтому главной задачей является типизация вулканитов и определение их формационной принадлежности.

Условия формирования первичных разрезов промежуточного СВК определяются двумя фактами: а) на диаграммах парапороды не образуют компактных полей; б) их высокая железомагнезиальность и глинозёмистость. Таким образом, этот СВК формировался в условиях, когда в качестве источника терригенного материала выступали одновременно континентальная кора (кислые магматиты и свободный глинозём) и мантийный вулканизм (основные и ультраосновные магматиты). Это привело к преобладанию в разрезах комплекса тонкозернистых граувакк (аргиллитов), резко обогащенных вулканическим материалом.

Вулканиты в разрезах промежуточного СВК представлены породами разной основности. Их главной особенностью является высококалиевый и субщелочной характер (рисунок 8). Вулканиты отнесены к двум сериям: одна - толеитовая, другая - субщелочная -щёлочно-базальтовая, что характерно для внутриплитных обстановок [Милановский, 1976; Бородин, 1987 и др.]. В частности, вулканиты серии Вереншельдбреен - это ассоциация толеитовой и субщелочной серий пород, которые различаются по типу щёлочности (калиевый и натриевый) и указывают, что вулканиты были производными двух или более магматических очагов (мантийные и коровые). Дискриминационные диаграммы позволяют охарактеризовать метавулканиты промежуточного СВК как производные внутриплитных и близких к ним обстановок.

А'я-А' Си

Рисунок 8 - Диаграмма Л.С. Бородина для петрохимической типизации магматитов промежуточного СВК

В итоге приходим к выводу, что разрезы этого СВК формировались в обстановке совмещения активной вулканической деятельности и глубокой дифференциации осадочного материала в

источниках сноса. Это может происходить при континентальном рифтогенезе: в проседающем троге активизируется процесс вулканизма, а с плеч рифта сносится материал химического выветривания континентальной коры. В итоге формируется разрез с терригенными и карбонатными формациями в ассоциации с вулканогенными и хемогенными образованиями [Гарецкий, 1999].

Породы верхнего СВК широко представлены на архипелаге. Разрезы комплекса на западе Шпицбергена коррелируются со своими аналогами из восточных районов. Для пород характерен минимальный метаморфизм либо его отсутствие, карбонатно-терригенный состав толщ без проявлений вулканизма и наличие фаунистических остатков. Разрезы Яз-У представлены тремя последовательно сменяющимися формациями, характеризующими три стадии формирования бассейна осадконакопления: терригенная трансгрессивная формация; карбонатная формация стабильных условий длительного прогибания; терригенная регрессивная формация. Свиты €-8 формировались в обстановке минимальной тектонической активности; их основной объём составляют карбонаты мелкого тёплого моря. Анализ данных по стратиграфии и литологии верхнего СВК указывает, что он был сформирован в платформенных условиях.

2. Раннепротерозойский (около 1,75 млрд. лет) этап регионального метаморфизма, преобразовавшего породы нижнего СВК, может быть охарактеризован как изобарический амфиболитовой фации андалузит-силлиманитового типа, процессы которого шли при температурах до 700°С и давлениях до 4-5 кбар в условиях преобладания углекислоты и дефицита воды во флюидной фазе и были связаны с конвергентными событиями на активной окраине древнего континента.

Детальное изучение пород нижнего СВК позволило выявить их сходство в характере и степени метаморфизма. Породы метаморфизованы в условиях высокоградиентного метаморфизма амфиболитовой фации; в отдельных районах можно закартировать зоны низко- и высокотемпературной субфаций. Наряду с этим, во всех районах (СВЗ, НФ, СЗШ) развития комплекса установлены парагенезисы - реликты гранулитовой фации [8апс1йэгс1, 1956; Ьаиг^еп, ОМа, 1984; Турченко, 1987; НеИшап ег а!., 2001; Абакумов, 1976; Н^е11е, 1979 и др.]. Анализ минеральных ассоциаций выявил ряд минералов, представленных двумя генерациями, что свидетельствует о нескольких этапах минерализации [Сироткин, Евдокимов, 2011 и др.]. Минералы, отнесенные к разным генерациям, отличаются как по структурным

соотношениям друг с другом, так и по оптико-химическим характеристикам. Петрографическое изучение пара- и ортопород позволило выделить первичные минеральные парагенезисы для выделенных ранее литохимических групп. Наиболее информативны парагенезисы из различных фациальных зон серии Атомфьелла. Низкотемпературная: Пл (21-40) + Кв + Би + Муск + Гр ± Корд ± Анд; Пл (25-29) + Кв + Би + Эп ± Амф ± Гр; Пл (18-20) + Кв + Би + Муск + Гр + Ск ± Карб; Амф + Пл (28-48) + Кв ± Би ± Гр ± Эп; Высокотемпературная: Пл (26) + Кв + Би + Гр ± Корд; Кпш + Пл (25) + Кв + Би + Амф ± Гр; Пл (30-32) + Кв + Силл + Би ± Кпш ± Гр; Амф+Пл(40-80)+Кв±Би±Гр±Кпш. Сходные парагенезисы описаны в породах серий Смеренбургфьорд и Ричарддален (СЗШ) и комплекса Дувефьорд (СВЗ).

Рисунок 9 - Компонентный состав гранатов из пород серии

Атомфьелла (а) и соотношение MgO и СаО в гранатах из кристаллосланцев (б)

Индивиды разных генераций отличаются особенностями химизма. Среди гранатов (рисунки 9-11): ранняя генерация - пироп-альмандиновые гранаты с высоким содержанием пиропового минала (до 23-25 %) и смешанной либо регрессивной зональностью (рисунок 106); поздняя генерация - с высокой долей гроссулярового минала (до 30-45 %) и прогрессивной зональностью. Моноклинные кальциевые амфиболы: I генерация - повышенная магнезиальность, железистость 23-46, пониженные содержания щелочей и повышенные - 81 и Тц II генерация - с железистостью 58-91, высоким содержанием щелочей, пониженным - и 'П. В породах серии Смеренбургфьорд и комплекса

Грос

4 6

К | () СаО%

Дувефьорд описаны куммингтониты. Также по две генерации характерны для биотитов, мусковитов, эпидотов.

■у''\'Ч-.-сЧ-^.'

Рисунок 10 - Кристаллосланцы серии Атомфьелла и примеры зональности гранатов из этих пород

МдО. %

1 + 2 •

10 12 14 16 Сао. %

Грос

Рисунок 11- Соотношение MgO и СаО в гранатах (а) и компонентный состав гранатов (б) в породах комплекса Дувефьорд

Плагиоклазы: ранняя генерация - андезин и Лабрадор №40-60 (редко до 78-90), и поздняя - олигоклаз-андезин №17-45. В неосоме

мигматитов и в зонах катаклаза часто описывается альбит №0-15 в виде каемок вокруг зерен плагиоклаза или отдельных зерен. Две генерации описаны для калишпата: ранняя - нерешетчатый ортоклаз, поздняя - порфиробласты решетчатого микроклина.

Установлено, что для первичных, более высокотемпературных парагенезисов характерны Гр и Амф с повышенной магнезиальностью, высокожелезистые и высокотитанистые Би. Наоборот, низкой железистостью отличаются Эп и Мус; последний при этом характеризуется высоким содержанием парагонитовой составляющей. Присутствие в породах реликтов Корд и Анд указывает на относительно низкое давление прогрессивного метаморфизма, а таких минералов, как шпинель, волластонит, везувиан, - на высокие температуры этого процесса. Присутствие Ск в породах отражает высокую роль С02 в метаморфизующих флюидах. Это же подтверждает графит, который в изобарных условиях первого этапа указывает на увеличение во флюидной системе мольной доли углеродсодержащих газов и, одновременно, на снижение активности воды и кислорода [Летников и др., 1988].

Процессы наложенного метаморфизма отразились как в формировании новых генераций минералов, так и в изменении химических составов уже существующих. Минералы, сформированные в ходе этого метаморфизма при иных условиях, характеризуются отличным химизмом: Гр II - пониженной магнезиальностью и повышенной известковистостью; Амф II - повышенной железистостью; Би II - повышенной магнезиальностью и глиноземистостью; Мус II -повышенным содержанием Ре и Mg и пониженным содержанием № (парагонита); Пл II характеризуется понижением основности либо раскислением периферийных частей зерен. Одновременно для Би I отмечен факт выноса 7\ и обогащения глиноземом в ходе диафтореза.

Изучение ГЖВ в минералах пород нижнего СВК (рисунок 12) позволило выявить разные генерации этих минералов (анализ зон роста кристаллов, сформировавшихся в различных физико-химических условиях). Для кварца было выявлено три генерации [Сироткин, Толмачева, 2003 и др.]. Кв I (реликтовая) характеризуется сингенетичными включениями высокоплотной жидкой С02, что свидетельствует о высоких давлениях в процессе их захвата (более 5.5 кбар), и характерно для условий гранулитовой фации. Для Кв II характерны Н20-С02 и, реже, Н20-солевые включения, захват которых протекал при температурах 610-670°С и давлениях 3.0 - 3.5 кбар при изобарических условиях. Кв III имеет включения преимущественно

Н20 состава с небольшими концентрациями солей. Их формирование протекало при температурах до 450-480°С в условиях декомпрессии: давление снижалось от 5.5-5.0 кбар в начале этапа до 1.5-1.3 кбар на заключительных стадиях этапа минералообразования.

Рисунок 12 - ПЖВ в Kb II (а, б) и Kb III (в) из пород серии Атомфьелла

Р-Т условия регионального метаморфизма нижнего комплекса оценивались по данным минеральных геотермобарометров [Перчук, Рябчиков, 1976; Мануйлова и др., 1978; Raase, 1974; Gerya, Perchuk, 1990 и др.]. Породы претерпели два этапа высокотемпературных метаморфических преобразований, особенно хорошо дешифрируемых в минеральных парагенезисах серии Атомфьелла. Первый, прогрессивный метаморфизм проходил при температурах 460-700°С и давлениях от 3 до 4.5 кбар, тогда как процессы высокотемпературного диафтореза осуществлялись при температурах 365-600°С и давлениях до 5,5-8,4 кбар. В породах комплекса Дувефьорд для прогрессивного этапа метаморфизма определены температуры 577-690°С при давлении 3,08-5,65 кбар; в породах серий Смеренбургфьорд и Ричарддален - Т-480-710°С и Р-4-4,5 кбар.

Реконструкция первичной природы метаморфических пород нижнего СВК позволяет утверждать, что в раннем протерозое (до 19001700 млн. лет) в условиях подвижной зоны шло формирование осадочно-вулканогенного комплекса. Геодинамическую обстановку, в которой происходило накопление этих пород, можно реконструировать как соответствующую активной континентальной окраине. Прогрессивный региональный метаморфизм связан с процессами субдукции на активной континентальной окраине. Это произошло около 1750 млн. лет назад, что отражено в возрасте анатектических гранитоидов НФ (рисунок 13).

Ранние минеральные парагенезисы нижнего СВК связаны именно с таким метаморфизмом. Площадное изучение этих парагенезисов выявило отсутствие ярко выраженной зональности для карельского регионального метаморфизма. Р-Т условия метаморфизма (Т- 500-700°С и Р=3-5 кбар) хорошо выдерживаются на больших площадях, что свидетельствует о слабой дифференциации теплового потока и, следовательно, об отсутствии значительной тектонической дифференциации. Весь процесс проходил в изобарных условиях, когда давление в зоне метаморфизма оставалось примерно постоянным на протяжении значительного времени. Парциальное давление воды в ходе метаморфизма было низким (незначительное развитие водных ГЖВ в Кв II). Доказательством этому служит и низкая интенсивность процессов ультраметаморфизма на этом этапе в условиях высоких (700°С) температур, невысоких давлений и благоприятных составов пород, что обусловлено, в первую очередь, низким давлением флюида. Одновременно можно говорить о высокой активности в метаморфизующих флюидах С02, серы и галогенов, что подтверждается минеральными парагенезисами, составами породообразующих минералов и ГЖВ, высоким содержанием сульфидов в тяжёлой фракции пород.

Рисунок 13 - Диаграммы с конкордией для цирконов из анатекти-

ческих гранитоидов Ню Фрисланда (ВСЕГЕИ, Изотопный центр)

3. Среднерифейский (1,2-0,96 млрд. лет) этап регионального метаморфизма, связанный с рифтогенными процессами на древней протоплатформе, характеризуется как зональный кианит-силлиманитового типа, с температурами от 350°С и ниже до 650710°С и выше и давлением до 7-8 кбар и выше, с широким развитием процессов ультраметаморфизма в корневых частях структур. Режим метаморфизма определён как декомпрессионный:

на начальной стадии давление было высоким, а вслед за кульминацией метаморфизма следовал резкий спад давления. Заключительные стадии этого метаморфизма сопровождались высокой обводнённостью, что стало причиной развития метасоматических процессов в условиях перехода от слабощелочной к слабокислой среде и интенсивному порфиробластезу.

Главной чертой, характеризующей минеральные ассоциации пород среднего комплекса, является чётко выраженная в сегодняшнем срезе метаморфическая зональность, представленная закономерно сменяющими друг друга зонами Сер, Би, Гр, Ст (и Ки), Сипл. Появление последней, наиболее высокотемпературной изограды (Сипл) примерно соответствует фронту мигматизации (началу анатексиса). Таким образом, температурные условия метаморфизма соответствовали интервалу от зеленосланцевой фации до высокотемпературной части амфиболитовой фации. Наиболее характерные парагенезисы в последовательно сменяющихся зонах выглядят так: в зеленосланцевой - Кв+Ллб+Сер+Хл и Кв+Мус+Би +Хл +Алб; в эпидот-амфиболитовой — Кв+Пл(5-15)+Мус+Би+Хл+Гр; в низкотемпературной субфации амфиболитовой фации - Кв+Пл+Мус+Би+Гр+Ст+Ки; в высокотемпературной субфации - Кв+Пл+Би+Гр+Силл+Кпш [Сироткин, Евдокимов, 2011 и др.]. Ультраметаморфические образования среди пород серий Кроссфьорд (СЗШ) и Бренневинсфьорд (СВЗ) представлены различными типами мигматитов, а также телами гранитоидов. Мигматиты - продукт развития и углубления ультраметаморфических процессов, их появление связано, как представляется, с процессом плавления, постепенно развивающимся в этой зоне и связанным с кульминационной фазой этапа тектоногенеза (появлением зон глубинных разломов). Изучение структурных взаимоотношений теневых гранитоидов с различного типа мигматитами приводит к выводу, что процесс объёмного пропитывания пород является магматическим по сути и одним из наиболее поздних проявлений ультраметаморфизма.

Наиболее полно прогрессивная стадия этого этапа метаморфизма изучена в породах серии Моссель (НФ). Здесь описан зональный низкоградиентный метаморфизм и выделен ряд метаморфических зон (от силлиманитовой до мусковит-хлоритовой). В породах серий Кроссфьорд и Бренневинсфьорд подробно описана регрессивная, постультраметаморфическая стадия.

Гранаты из кристаллосланцев богаты гроссуляровым миналом (до 38 %) и характеризуются только прогрессивной зональностью (рисунки 14-15). По своим параметрам они хорошо сопоставляются с Гр II из пород нижнего СВК [Сироткин, 2004 и др.]. Би относятся к истонит-сидерофиллитам и характеризуются высоким содержанием А1 и относительно низким - Ті. Для Мус в этих же породах характерно низкое содержание парагонитовой молекулы. Состав Пл в основной массе меняется в разных фациальных зонах от № 20-43 до № 1-15; порфиробласты всегда представлены альбита № 1-10. Ст I, Ки, Силл, Хлд описаны в составе парагенезисов прогрессивного преобразования пород и указывают на высокие Р-Т условия зонального метаморфизма.

Альм+Спес

Рисунок 14 - Компонентный состав гранатов из свит серии Моссель (а) и соотношение содержаний СаО в гранате и во вмещающей его породе. Гранаты из пород: 1-средней свиты, 2-нижней свиты (диаграмма а)

Процессы регрессивной стадии, метасоматические по сути, лучше всего проявились в зонах ультраметаморфической проработки разрезов. Среди мигматитов здесь присутствуют тела скарнов, зачастую несущих значительную медноколчеданную минерализацию; перед фронтом мигматизации в метаморфитах располагаются тела слюдитов и эпидозитов, а на удалении - тела турмалин-кварцевых метасоматитов. В породах широко проявлен полевошпатовый порфиробластез. Одновременно отмечаются поздние парагенезисы со Ст И, Анд и Корд, всегда в виде порфиробластов. Замещение Ки-содержащих парагенезисов на Силл-Корд (серия Кроссфьорд) и Анд-Корд (серия Бренневинсфьорд) является свидетельством резкой смены Р-Т условий, прежде всего, снижения давления (декомпрессия).

Изучение ГЖВ в минералах выявило здесь, наряду с первично обломочным кварцем, и кварц метаморфогенный, исключительно флюидонасыщенный и содержащий три генерации первичных флюидных включений. Они в водные, с небольшими концентрациями солей, газово-жидкие, кипящие, что указывает на декомпрессионную обстановку их образования. Температуры захвата включений менялись от 430-580°С (для ГЖВ I генерации) до 150-260°С (для ГЖВ III генерации); давление соответствовало 2,5-3 кбар в момент декомпрессии. Полученные данные указывают, что породы среднего СВК претерпели однократный метаморфизм, который по своим параметрам хорошо соотносится с повторным метаморфизмом пород нижнего СВК.

ШШ^'ШШ

точки наблюдения

Рисунок 15 - Гр-Би-Мус плагиогнейс серии Моссель (а) и профили с содержаниями Бе, Са, Мп через зёрна граната (б)

Использование минеральных геотермобарометров позволило установить, что породы претерпели прогрессивный зональный метаморфизм при температурах от 360-370°С до 650-710°С и давлении 6-8 кбар и выше; после этого протекали процессы регрессивного метаморфизма в условиях декомпрессии (до 2 кбар и меньше) и медленного снижения температуры [Сироткин, Евдокимов, 2011 и др.].

Прогрессивный метаморфизм пород среднего СВК (серии Моссель и др.) на основании петрологических данных охарактеризован как зональный низкоградиентный Ки-Сипл типа. Температуры метаморфизма в разных зонах менялись от 350°С и ниже до 710°С и выше, что соответствует широкому интервалу условий от зеленосланцевой до амфиболитовой фаций. В корневых частях

структур на СЗШ и СВЗ широко проявились процессы ультраметаморфизма с формированием мощных мигматитовых комплексов. Режим метаморфизма определен как декомпрессионный: на начальной стадии давление было высоким и достигало 7-8 кбар и выше, а вслед за кульминацией метаморфизма следовал резкий спад давления, которое снизилось до 3,0-2,0 кбар и ниже (свидетельством этого является замещение Ки на Анд в породах среднего СВК). Заключительные стадии этого метаморфизма сопровождались высокой обводненностью, что стало результатом развития метасоматических процессов в условиях перехода от слабощелочной к слабокислой среде и образования зон порфиробластеза как в породах среднего СВК, так и в подстилающем комплексе.

□лв 0.16 0.14

0.12

0.10 0,08 0.06 0.04

Рисунок 16 - Конкордатный возраст дайки метадиоритов (СВЗ): а-конкордия для цирконов; б-метаморфогенный циркон с конкордатным возрастом 412±3 млн. лет; в-магматогенный циркон с расплавленными включениями и конкордантным возрастом 940±15 млн. лет

Этот же метаморфизм проявился как наложенный для пород нижнего СВК, в результате чего здесь были сформированы новообразованные минеральные парагенезисы разных фаций, а также зоны мигматитов. С метасоматическими процессами этого этапа метаморфизма связана мобилизация рудного вещества в породах фундамента и образование разномасштабных рудопроявлений и геохимических аномалий железа, меди, свинца, цинка, золота. Возраст этого метаморфизма оценивается как среднерифейский (рисунок 16), а обстановка его проявления отождествляется с зонами горизонтального растяжения, которые формируются при континентальном рифтогенезе [Иванов, Русин, 1997; Глебовицкий, 1998].

Метадиорит

412 + 13 млн. лет 207рь/235 и

4. Позднерифейский метаморфизм погружения, связанный с формированием эиигренвильской платформы, протекал в породах промежуточного и верхнего СВК и характеризовался температурами до 250-350°С, что соответствовало условиям не выше серицит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации. Вендско-кембрийский (0,65-0,53 млн. лет) метаморфизм повышенных давлений (до 5,5 кбар) и относительно невысоких температур (до 400-500°С) был проявлен в позднерифейских и вендских породах и являлся результатом наложенной активизации байкальского возраста. Среднепалеозойский (каледонский) метаморфизм, связанный с регенерацией рифтогенных процессов на эпибайкальской платформе, проявился локально, в корневых частях зон глубинных разломов, где условия достигали эклогит-глаукофансланцевой фации с температурами до 645°С при давлении до 10-24 кбар.

Метаморфизм пород промежуточного и верхнего СВК, охвативший значительную часть их объёма, связан с погружением эпигренвильской (R3 - V) платформы, унаследованным от рифтогенного этапа развития. Температуры этих метаморфических изменений не превышали 250-3 50°С и зависели в основном от геотермического градиента. В результате в породах промежуточного и частично верхнего комплексов были сформированы минеральные парагенезисы пренит-пумпеллиитовой фации и серицит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации (таблица 2).

Для пород промежуточного СВК на СВЗ и ЮЗШ характерно развитие ранних метаморфогенных ассоциаций, которые наиболее активно развиваются по основной массе вулканогенных пород: для кислых разностей - Сер+Хп+Кв; для андезитов - Карб+Эп+Сер+Хл и Хл+Эп+Карб, метабазитов - Акт+Хл+Эп±Алб и Алб+Сер+Эп+Карб+Хл±Кв, [Soviet geological..., 1996 и др.]; в осадочных породах - Сер+Хл+Кв±Алб и Эп+Карб [Ohta, 1982, 1985]. Эти минеральные ассоциации относятся к низкотемпературной субфации зеленосланцевой фации [Бушмин, Глебовицкий, 2008; Судовиков, 1964 и др.] и связаны с метаморфизмом погружения. Температурный режим зтого метаморфизма не превышал 300-350°С в условиях обычного литостатического давления.

Для пород R3 - V на СВЗ и НФ выделяются две группы парагенезисов: первая характеризует пренит-пумпеллиитовую фацию (Пумп + Хл + Кв; Хл + Кв), а вторая - низкотемпературную часть зеленосланцевой фации (Сер + Хл + Кв; Акт + Хл + Сер). Границей

между фациями является линия появления в глинистых породах серицита. По Р-Т условиям этот метаморфизм можно охарактеризовать как низкотемпературный (300-350°С). Динамические условия метаморфизма не поддаются реконструкции. Сходные парагенезисы отмечаются в породах этого возраста и на ЮЗШ, но там они затушёваны последующими более высокотемпературными процессами.

Второй этап метаморфогенных преобразований связан с низкоградиентным метаморфизмом повышенных давлений и проявлен только в западных районах архипелага. Наложенные парагенезисы в породах серии Вереншельдбреен указывают на существования здесь высокобарных условий при относительно невысоких температурах (таблица 2). Породы были метаморфизованы в фации зелёных сланцев

Таблица 2 - Корреляция Р-Т условий регионального метаморфизма

пород промежуточного и верхнего СВК западного и юго_западного Шпицбергена_____

Возраст тектоно-метаморфических событий Промежуточный СВК Верхний СВК

Средний палеозой 430-390 млн. лет Низкотемпературный диафторез Сер-Хл субфации.

Локальный метаморфизм высокого давления. Эклогит-глаукофансланцевая фация. Т - 300-645°С; Р - 9,7-24 кбар

Венд - ранний кембрий 650-530 млн. лет Метаморфизм Ки-Силл типа, низкоградиентный. Фация зелёных сланцев (до низов эпидот-амфиболитовой?). Т - до 450-517°С; Р - до 5,5 кбар и выше. Метаморфизм Ки-Силл типа, низкоградиентный. Фации Пр-Пумп и зелёных сланцев. Т — 250-500°С; Р - 4-5 кбар.

Поздний рифей 950 - 650 млн. лет Метаморфизм погружения. Серицит-хлоритовая субфация фации зелёных сланцев. Т — 250-350°С. Метаморфизм погружения. Пр-Пумп фация и Сер-Хл субфация фации зелёных сланцев. Т-250-350°С.

и, возможно, метаморфизм превышал границу с эпидот-амфиболитовой фацией. Здесь описаны парагенезисы Хл+Мус+Би+Кв+Алб и Глф+Эп+Хл в пара- и ортопородах; также отмечены Хп+Хлд+Сер+Кв, Эп+Акт+Хл+Стилп, Мус+Гр и Акт+Хл+Эп±Карб±Гр, Ск+Мус+Би+Карб, Карб+Кв±Тр±Мус. Данные по минеральной термобарометрии позволяют получить Р-Т условия: Т - до 460-517°С и Р - до 5,5 кбар и больше [Atkinson, 1956; Hjelle et al., 1979; Ohta, 1985; Manby, 1983 и др.].

На западе архипелага породы R3 метаморфизованы в фации зелёных сланцев. Оценены Р-Т условия этого метаморфизма [Morris, 1982; Manby, 1983]: для сланцев (Хлд+Мус+Хл±Акт) - Т=380-400°С и Р до 4-5 кбар, для карбонатных пород (с Тр+Эп+Алб) - Т=300-500°С и Р до 4 кбар (при Рсо2 до 1 кбар). В целом породы R3 этого района испытали максимальную температуру до 400-500°С при давлении до 45 кбар. Это отвечает геотермическому градиенту около 18°С/км и соответствует условиям метаморфизма Ки-Силл фациальной серии [Глебовицкий, 1973; Мияширо, 1976].

В свою очередь, отложения нижнего палеозоя, залегающие с размывом на породах позднего рифея и венда, совершенно неметаморфизованы [Кузнецов, 2009; Костева, Тебеньков, 2009 и др.]. Этот факт, а также датировки последнего времени дают основания относить описанный выше метаморфизм к событиям байкальского возраста.

Третий этап метаморфизма в породах промежуточного СВК очень специфичен и описан только в образованиях серии Вестготабреен. Породы обладают специфическими минеральными парагенезисами, присутствие которых свидетельствует о высокобарическом метаморфизме. В целом можно выделить три группы парагенезисов, соответствующих разным фациям метаморфизма: зеленосланцевая фация - Акт+Хл, Мус+Хлд; фация глаукофановых сланцев - Jlae+Глф, Жад+Кв, Гр+Мус+Глф; эклогитовая фация - Глф+Гр+Омф. Эти парагенезисы связаны с метаморфизмом высоких давлений [Ohta, 1979 и др.]. Для пород рассчитаны давления (до 10-24 кбар) при температурах от 250-3 00°С до 645°С (таблица 2). Процессы проявлены локально, в породах других серий и комплексов они не установлены. Их связь со среднепалеозойским тектогенезом устанавливается на основании исключительно каледонских датировок, полученных из этих пород.

Таким образом, в породах западного побережья архипелага процессы каледонского метаморфизма отчетливо проявились в породах

промежуточного СВК. Парагенезисы пород серии Вестготабреен однозначно маркируют высокобарные (до 10-24 кбар) условия метаморфизма при относительно невысоких температурах (от 200300°С до 645°С), указывая на близость этой толщи к зонам тектонических напряжений. В других толщах и комплексах эти процессы проявились в виде низкотемпературного диафтореза.

Локальный метаморфизм каледонского возраста отмечен и в других районах архипелага. В частности, со среднепалеозойским массивом граносиенитов на НФ связана мощная зона ороговикования верхнерифейских пород. Зоны контактового метаморфизма отмечены и для других гранитных массивов этого возраста - на СЗШ [Абакумов, 1976 и др.] и СВЗ [Сироткин, Толмачёва, 2011 и др.]. Появление в гнейсах и мигматитах, вмещающих эти гранитоиды, цирконов с возрастом 450-400 млн. лет связано с мощным прогревом мигматитовых толщ гранитными интрузиями в среднем палеозое [Сироткин, 2012 и др.].

Таким образом, в геологической истории становления складчатого основания Шпицбергена выделено несколько эпох регионального и локального метаморфизма, связанных с различными тектоническими событиями (рисунки 17-19). Первая, наиболее ранняя (АИ-г), характеризуется гранулитовым метаморфизмом протолита. Следующая, РЯ|, - время высокоградиентного метаморфизма амфиболитовой фации, протекавшего в субдукционной обстановке на активной континентальной окраине и связанного со становлением древнего фундамента эпикарельской протоплатформы. Третья эпоха (Я2) была ознаменована зональным низкоградиентным метаморфизмом с широким проявлением ультрометаморфизма и более поздними декомпрессией и наложенными процессами регионального метасоматоза. Эти события были связаны с рифтогенезом на древней протоплатформе, заложением зон глубинных долгоживущих разломов и серии грабенообразных структур. Четвертая эпоха (И-з-У) связана с метаморфизмом погружения, когда в ходе устойчивого и длительного прогибания эпигренвильской платформы молодые комплексы промежуточного и верхнего СВК оказались на достаточной глубине, чтобы быть метаморфизованными в пренит-пумпеллиитовой и зеленосланцевой фациях. Пятая (У-€() эпоха проявилась в виде континентальной активизации как отражение событий, происходивших к ЮВ от нынешнего Шпицбергена и связанных с формированием структур орогена Протоуралид - Тиманид [Борисова и др., 2003; Киг^оу е1 а!., 2009; Орлов и др., 2011 и др.]. Результатом этого стало

300 400 500 600 700 800 Т°С

Рисунок 17- Схема эволюции параметров регионального метаморфизма в породах складчатого основания архипелага Шпицберген. Метаморфические фации [по Бушмин, Глебовицкий, 2008] и метаморфические фациальные серии А, Б, С [по Глебовицкому. 1973].

Метаморфические фации: I - пренит-пумпеллиитовая; II - зелёных сланцев; III - опидотовых амфиболитов; IV-V - амфиболитовая (IV- низкотемпературная и У-высокотемпературная субфации); VI - гранулитовая; VII - эклогит-глаукофансланцевая. Зоны Р-Т условий метаморфизма для СВК: 1 - позднеархейский протолит; 2 - нижний СВК; 3 - средний СВК; 4 - промежуточный и верхний СВК; 5 - промежуточный и верхний СВК на ЮЗШ; 6 - каледонский тектогенез в СВК основания (ба-пизкотемпсратурный диафторез, 6б-серия Вестготабреен).

Структурно-вещественные комплексы Л нт тектонические блоки н проявленный в них прогрессивный метаморфизм (типы, фации, 1'-Т условия)

СВЗ НФ СЗШ юзш

Верхний ? ? 5 § ~ —— и 5 £ >. і о « 5 ° 2 « с ¿. н 3 и ' НО Г \ / \ / 1 і V о «Р И -С- о £ о Ї <=> 2 4 о с X = ¿-Н Н О Ч > í "fc/,; W; \ > i £ bá -NP зü ° / i- / ° / / i / 5 >ч о О со о >. ? ? Тип: Ки-Силл; Пр-Пумп до Би-Хл субфации Т-250-500°С Тип: высокого давления: эклогит глаукофан-слаицевая фация Т-300-645 °С Р - 9,7-24 кбар Тип: Ки-Силл; фация зелёных сланцев и выше; Т-до 450-460°С и выше Р - до-5,5 кбар огруження; [л субфация 50-350°С

Промежуточный Р - 4- 5 кбар . Тип: г Сер-> Т-2

Средний Тип: Ки-Силл; зональный от зелёных сланцев до амфиболитовой фации; деком прессионный Т-<450-65СГС Р - от 7.5 (начальный тгап) до 1,5-2,0 кбар Тип: Ки-Силл; ияіаль-ный от зелёных с шнцсв до амфиболитоной фации; декомпрссснонный Т-410-6504 Р-от 5,5 кбар до К.5 кбар (начальным тім) до 1,3-1.5 кбар Тип: Ки-Силл; зональный от зелёных сланцев до амфиболитовой фации; декомпрссснонный Т-350-750°С Р - от 10 кбар до 4 кбар и меньше Тип: Ки-Силл; зональный от зелёных сланцев до кианит-ставролитово! субфации; де ком пре сс ионны й Т-350-620°С Р - 7,6 до 4,7кбар и меньше

Нижний Тип: Анд-Силл; фация амфиболитовая: Т-до 690'С Р-? Тип: Анд-Силл; фация амфиболитовая; изобарический Т-до 700Y Р - 3-4,5 кбар Тип: Анд-Силл: фация амфиболитовая: Т-до 450-725°С Р -4-5 кбар Не выявлен

Протолит Гранулитовый Гранул итоні.мі, однородный, Р > 5,5 кбар Гранулитовын Не выявлен

Рисунок 18 - Корреляция параметром прогрессивного метаморфизма в породах складчатого основания архипелага Шпицберген

Этапы текто-по-метамор-фического развития Структурно-вещественные комплексы

Протолит (АЯ:) Нижний СВК (РЯ,) Средний СВК (Я|) Промежуточный СВК(Я2) Верхний СВК (Я^-Рг.)

Среднеиалеозойский (каледонский. 470-390 млн. лет) ?? Низко - и среднетемпе-ратурный диафторез Низко - и средне-температурный диафторез Низкотемпературны» регрессивный метаморфизм Тип: высокого давления. Эклогит-глаукофан-сла1 ще-вая фация. Т-300-645°С Р - 9.7-24 кбар Контактовый метаморфизм. Низкотемпературный диафторез

Всндский-ранне-кембрийский (байкальский, 630-530 млн. лет) ?? ?? Диафторез Тип: Ки-Силл. фация зелёных сланцев и выше.. Т-до 51 ТС и выше Р - до 5,5 кбар Тип: Ки-Силл, от Пр-Пумп фации до Би-Хл субфации. Т-250-500°С и выше Р -3-5 кбар

§ 5 В " -Е-1 ^ §• х ° | О 1л С о 99 ?? •19 Тип: погружения. Сер-Хл суб-фация зелёно-сланцевой фации. Т-250-350°С Тип: погружения. Пр-Пумп фация и Сер-Хл субфацня. Т -250-35СРС

Этапы текто-но-метамор-фического развития Структурно-вещественные комплексы

Протолит (А&) Нижний СВК (РЯ.) Средний СВК (КО Промежуточный СВК (Я:) Верхний СВК (я-.-рго

Среднерифейский (гренвильский, 1150-950 млн. лет) ?? Среднетемпе-ратурный диафторез (эпидот амфиболиговая и амфиболиговая фации) Среднетемпературный регрессивный метаморфизм Тип: Ки-Силл, зональный, дскомпрессион-ный. Зелено-сланцевая - амфиболитовая фации. Т-359-750°С Р -от 10 кбар до 1 -2 кбар Нет Нет

Раннепро-терозойский (карельский, 1750 млн. лет) Выеокотем пературньп' диафторез Тип: Анд-Силл изобарический Аифиболито- вая фация. Т-450-725°С Р - 3-5 кбар Нет Нет Нет

Позднеархейский (докарельский, ок. 2700 млн. лет) Гранулито-вый, однородный. 3 - более 5,5 кбар Нет Нет Нет Нет

Рисунок 19 - Эволюция регионального метаморфизма в разновозрастных комплексах складчатого основания архипелага Шпицберген

формирование первичных мезоструктурных парагенезов в породах позднего рифея и венда [Кузнецов, 2009,а,б; Сироткин и др., 2012ф и др.], а также минеральных парагенезисов зеленосланцевой (и, возможно, эпидот-амфиболитовой) фации метаморфизма Ки-Силл типа. Последняя (Я2-О) эпоха проявилась в ходе регенерации процессов рифтогенеза на древней платформе, когда возобновились движения вдоль глубинных разломов, что привело к возникновению зон метаморфизма высоких давлений вдоль этих разломов, а также локально проявленного метаморфизма относительно низких температур в породах промежуточного и верхнего СВК и зон контактового метаморфизма вокруг среднепалеозойских интрузий.

5. На регрессивной стадии среднерифейского этапа метаморфизма широкое развитие получили

позднеметаморфические процессы, которые привели к локализации рудного вещества на различного рода геохимических барьерах на участках перед фронтом мигматизации. Эта метаморфогенная колчеданная минерализация характеризуется широким распространением, латеральной зональностью, низкой продуктивностью и является материнской, рудогенерирующей формацией для формирования медно-колчеданных и колчеданно-полиметаллических проявлений более позднего возраста.

Имеющиеся материалы указывают на метаморфогенное происхождение сульфидной минерализации в метаморфических породах фундамента [Сироткин, 2006]. Наличие сульфидной минерализации в протерозойских породах предопределяет их как основной источник рудного вещества для переотложения его при очередной активизации в вышележащих отложениях и в зонах тектонического дробления. Сульфидное оруденение, локализованное в метаморфитах (рисунок 20), характеризуется в целом убогими содержаниями, широким распространением и местным обогащением на участках разрывных нарушений, в зонах скарнирования и т.п. Отмечены следы изменений (сульфидные прожилки и кварцевые жилы с сульфидами, пересекающие зоны вкрапленных руд), указывающих на подвижность рудных компонентов. Метасоматическое переотложение сульфидного материала связано с процессами ретроградного метаморфизма [Турченко, 1978]. В частности, в западном борту грабена эти процессы связаны с регрессивным этапом среднерифейского регионального метаморфизма Ки-Силл типа, когда одновременно со спадом давления активизировались процессы стадии кислотного выщелачивания. Подготовленное таким образом оруденение можно

предложить в качестве глубинного источника рудного материала для проявлений типа Сигурд и Петерман [Сироткин, 2006 и др.]. Следовательно, породы докембрия, характеризующиеся повышенным содержанием рудных компонентов, нужно рассматривать как материнскую, рудогенерирующую формацию (по Кривцову, [1989]) или базовую [по Сидорову, Томсону, 1987].

Рассмотрение имеющихся материалов позволяет предположить, что в девонское время (рисунок 20) на Шпицбергене в условиях активизации древней платформы в зонах обновленных глубинных разломов и связанных с ними наложенных впадинах с континентальными красноцветными осадками происходило формирование эндогенных проявлений флюорит - барит -полиметаллической формации [Сироткин и др., 2007]. На первом, среднетемпературном этапе были образованы медно-полиметаллические проявления, для некоторых из которых характерно повышенное содержание в рудах серебра, золота, висмута, в том числе

Эра Протерозойская Палеозойская Мезозойская Кайнозойская

PR, R,-V е о S D с р Т J К Р N Q

Железо — —

Свинец. ЦИНК --- -- -

Медь, серебро - --- О --

Золото --- —

Барит, флюорит

Горный хрусталь — -

Эпохи эндогенного рудообразования А

Магм + V L атизм Кислый + + ++

Основной V V V V V V

Ультраосновной ILL

Рисунок 20 - Общие закономерности временного распределения эндогенного рудообразования в породах основания и чехла архипелага Шпицберген

с образованием их собственных минералов. Источником рудного вещества послужили нижележащие комплексы фундамента,

обогащенные Си, РЬ, Ъа, Аи. На втором, низкотемпературном этапе шло формирование эпитермальных проявлений барита и флюорита. Источником рудного вещества в этом случае были глубокие слои тектоносферы, вплоть до мантии.

Таким образом, основные процессы эндогенного рудообразования на Шпицбергене произошли в докембрии и девоне; в последевонское время формировались полезные ископаемые, связанные с осадочными формациями. Главной рудной формацией докембрия определена колчеданная, являющаяся материнской или базовой [Кривцов, 1989; Сидоров, Томсон, 1987] для образования заметных концентраций различных формационных типов при последующих тектогенезах. В конечном счете, здесь может быть выделен целый ряд продуктивных металлогенических таксонов и иерархически подчиненных им более мелких металлогенических объектов. В качестве прогноза нужно указать перспективность площадей развития комплекса среднего СВК к западу от грабена на медноколчеданное оруденение и оба борта грабена на обнаружение здесь промышленного полиметаллического оруденения (полиметаллическая формация).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

По результатам проведённых автором исследований получены следующие практические и теоретические результаты.

а) На основе формационного анализа описанных ранее разновозрастных подразделений выделены СВК складчатого основания архипелага Шпицберген. СВК-это латеральный ряд одновозрастных, сходных по генезису и вещественному составу подразделений, испытавших впоследствии синхронные региональные метаморфические преобразования

б) Определены геодинамические обстановки формирования первичных осадочно-вулканогенных и осадочных комплексов, формирующих складчатое основание архипелага.

в) Установлены Р-Т условия и обстановки проявления разновозрастных регионального и локального метаморфизмов пород складчатого основания. Подтверждена и обоснована новыми фактами роль глубинных разломов региона как основных структур, контролирующих процессы регионального метаморфизма (рисунок 18).

г) Разработана схема эволюции регионально-метаморфических процессов в породах докембрийского и раннепалеозойского возраста архипелага Шпицберген, показана роль РЯ,, У-€) и Р22 тектоно-метаморфических событий в истории формирования блока земной коры этой части Арктики (рисунки 17 и 19).

д) Составлена схема типизации магматических комплексов Р€ -PZ возрастов; впервые выделена позднепалеозойская щёлочно-ультраосновная формация Шпицбергена; установлена метаморфизующая роль PZ2 гранитоидов во всех литотектонических блоках основания архипелага и степень их влияния на вмещающие породы.

е) Дана металлогеническая характеристика комплексов складчатого основания и выявлена их материнская (базовая) рудогенерирующая формация - колчеданная, метаморфогенная по своему генезису и являвшаяся источником рудного вещества при последующих тектоно-термальных событиях.

ОСНОВНЫЕ ПУБЛИКАЦИИ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

Монография

1. Сироткин А. Н., Евдокимов А. Н. Эндогенные режимы

и эволюция регионального метаморфизма складчатых комплексов фундамента архипелага Шпицберген (на примере полуострова Ню Фрисланд). Спб, ВНИИОкеангеология, 2011, 270 с.

Глава в монографии

2. Твёрдые полезные ископаемые архипелагов и островов арктической континентальной окраины Евразии//Под ред. Каминского В.Д. Спб, ВНИИОкеангеология, 2010. 336 с.

Статьи в научных рецензируемых журналах по перечню ВАК

3. Дараган-Сущов Ю. И., Евдокимов А. Н., Милославский М. Ю., Сироткин А. Н. Новые данные о взаимоотношении девонских и докембрийских толщ на северо-западе Шпицбергена// Докл. РАН, 1998, т. 361, №1, с. 85-88.

4. Сироткин А.Н., Шарин В.В. Возраст проявления четвертичного вулканизма в районе Боккфьорда (арх Шпицберген) // Геоморфология, 2000, N 1. С. 95-105.

5. Сироткин А. Н. Вариации составов гранатов из пород метаморфических комплексов полуострова Ню Фрисланд (архипелаг Шпицберген) как свидетельство неоднократного регионального метаморфизма// ЗВМО, 2004, №5, с. 56-68.

6. Евдокимов А.Н., Сироткин А.Н., Бурнаева М.Ю., Радина Е.С. Первая находка акцессорных минералов кимберлитов в мафит-ультрамафитовых дайках Шпицбергена // Докл. РАН. 2006. Т. 407, №2, с 275-279.

7. Сироткин А.Н., Хайлов В.В., Никитин Д.В. Минералогия и генезис рудопроявлений Центрально-Шпицбергенской полиметаллической зоны// ЗРМО, 2007, №5, с. 76-93.

8. Кораго Е.А., Сироткин А.Н., Деревянко Л.Г. Первая находка осадочных пород и определение споропыльцевых комплексов из вулканогенной толщи кайнозоя Шпицбергена// Докл. РАН, 2008, т. 421, №6, с. 798-800.

9. Сущевская Н.М., Кораго Е.А., Беляцкий Б.В., Сироткин А.Н. Геохимические особенности неогенового магматизма острова Шпицберген// Геохимия, 2009, №10, с. 1027-1040.

10. Евдокимов А.Н., Сироткин А.Н., Бурнаева М.Ю., Радина Е.С. Первые данные о кимберлитах на архипелаге Шпицберген. //Проблемы Арктики и Антарктики. 2009, №2, с. 42-49.

11. Сироткин А.Н., Хайлов В.В., Никитин Д.В. Геологическое строение, характеристика руд и генезис проявлений рудного поля Халвданпигген (о. Западный Шпицберген) // Записки Горного института. Т. 183, 2009, с. 127-138.

12. Сироткин А.Н., Никитин Д.В. Особенности геодинамического развития девонского грабена Шпицбергена. //Записки Горного института. Т. 194. СПб, 2011, с. 104-111.

13. Сироткин А.Н. Возраст, состав и структурная характеристика метаморфического комплекса Дувефьорд (о. СевероВосточная Земля, арх. Шпицберген)// Региональная геология и металлогения. 2012, №51, с. 32-41.

14. Сироткин А.Н., Чебаевский B.C., Евдокимов А.Н., Бурнаева М.Ю., Баянова Т.Б. Позднепалеозойский щёлочно-ультраосновной магматизм и перспективы алмазоносности архипелага Шпицберген// Разведка и охрана недр, №8, 2012, с. 63-71.

Статьи в отраслевых и зарубежных научных сборниках и журналах

15. Сироткин А. Н. Хрусталеносная минерализация полуострова Ню-Фрисланд (архипелаг Шпицберген)//Условия образования и поисковые критерии месторождений нерудных полезных ископаемых. Ленинград, ЛГИ, 1990, стр. 40-47.

16. Сироткин А. Н. Региональный метаморфизм раннепротерозойских-раннепалеозойских комплексов Шпицбергена// В кн.: Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, 1996, с. 241-254.

17. Евдокимов А.Н., Сироткин А.Н., Тебеньков A.M., Бурнаева М.Ю., Радина Е.С. Дайки кимберлитоподобных пород арх. Шпицберген // Комплексные исследования природы Шпицбергена.- Вып.З. Апатиты: Изд. КНЦ РАН, 2003, с. 80-85

18. Сироткин А. Н., Толмачева Е. В. Новые данные об условиях метаморфизма пород серии Атомфьелла (полуостров Ню-Фрисланд) // Комплексные исследования природы Шпицбергена, вып. 3, Апатиты, изд-во КНЦ РАН, 2003, стр. 76-80.

19. Сироткин А. Н., Толмачева Е. В. Термобарогеохимические исследования газово-жидких включений в метаморфических породах серии Атомфьелла, полуостров Ню Фрисланд (архипелаг Шпицберген) // В кн.: Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, 2004, вып. 5, с. 213223.

20. Сироткин А. Н. Особенности химического состава амфиболов и слюд как характеристика Р-Т условий регионального метаморфизма пород древнего фундамента полуострова Ню Фрисланд (архипелаг Шпицберген) // В кн.: Арктика и Антарктика. Вып 4 (38). М., Наука, 2005, с. 33-52

21. Сироткин А. Н. Эволюция метаморфических процессов в породах складчатого основания полуострова Ню Фрисланд (архипелаг Шпицберген) // Комплексные исследования природы Шпицбергена, вып. 5, Апатиты, изд-во КНЦ РАН, 2005, с. 214-223.

22. Сироткин А.Н. Проблемы металлогении и перспективы рудоносности Центрально-Шпицбергенской полиметаллической зоны // В кн.: Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, вып. 6,2006, с. 39-48.

23. Сироткин А.Н., Маулини Р.Л. Геодинамика рифейского этапа эволюции складчатого основания северо-восточной части архипелага Шпицберген // В кн.: Связь поверхностных структур земной коры с глубинными. Материалы XIV международной конференции. Петрозаводск, ИГ КарНЦ РАН, ч. 2, 2008, с. 197-201.

24. Сироткин А.Н. Эволюция регионального метаморфизма комплексов кристаллического фундамента Шпицбергена. // В кн.: Геология полярных областей Земли. Материалы ХЬІІ тектонического совещания, т. 2. М„ ГЕОС, 2009, с. 179-183.

25. Сироткин А.Н. Осадочно-вулканогенный комплекс среднего рифея как индикатор процессов рифтогенеза в северозападной части фундамента Баренцевоморской плиты (архипелаг Шпицберген). //В кн.: Вулканизм и геодинамика. Материалы IV Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Петропавловск-Камчатский, 2009, с. 515-519.

26. Сироткин А.Н., Маулини Р.Л. Петрологические особенности метаморфизма протерозойских пород района Дуве-фьорд

(Северо-Восточная Земля, арх. Шпицберген)// В кн.: Проблемы морской палеоэкологии и биогеографии в эпоху глобальных изменений. Материалы VIII Всероссийской школы по морской биологии и IX международной научной конференции «Комплексные исследования природы архипелага Шпицберген» (Мурманск, 2009). М.: ГЕОС, 2009, с. 371-383.

27. Сироткин А.Н. Архипелаг Шпицберген: геодинамика ранне-среднепалеозойского этапа развития основания Баренцевоморской плиты //В кн.: Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя. Материалы XLIII тектонического совещания, т. 2. М„ ГЕОС, 2010, с. 254-261.

28. Сироткин А. Н., Толмачева Е. В. Среднепалеозойские субщелочные гранитоиды и связанные с ними включения вулканического стекла в породах метаморфического комплекса Дувефьорд (о. Северо-Восточная Земля, архипелаг Шпицберген). //В кн.: Вулканизм и геодинамика. Материалы V Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Екатеринбург, ИГГ УрО РАН, 2011, с. 101-104.

29. Сироткин А. Н., Толмачева Е. В. Сходства и различия двух метаморфических комплексов острова Северо-Восточная Земля (арх. Шпицберген)// В кн.: Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, вып. 8, 2012, с. 86-103.

30. Сироткин А.Н. Магматизм Шпицбергена: синтез геологических, петрохимических и геохронологических данных // Современные проблемы магматизма и метаморфизма. Материалы Всероссийской конференции. Т. 2. СПб, изд-во СПбГУ, 2012, с. 232236.

31. Balashov Ju. A., Larionov A. N., Gannibal L. F., Sirotkin A. N., Tebenkov A. M., Ryungenen G. I., Ohta, Y. An Early Proterozoic U-Pb zircon age from an Eskolabreen Formation gneiss in southern Ny Friesland, Spitsbergen. Polar Research 12(2), 1993, pp. 147-152.

32. Balashov Ju. A., Tebenkov A. M., Ohta Y., Larionov A. N., Sirotkin A. N., Gannibal L. F., Ryungenen G. I. Grenvillian U-Pb zircon ages of quartz porphyry and rhyolite clasts in a metaconglomerate at Vimsodden, southwestern Spitsbergen. Polar Research, vol. 14 (3), 1995, p.p. 291-302.

33. Larionov, A.N., Johansson, A., Tebenkov, A.M. & Sirotkin, A.N. U-Pb ages from the Eskolabreen Formation, southern Ny Friesland, Svalbard. Norsk Geologisk Tidskrift, 75, 1995, p. 247-257.

34. Tebenkov A. M., Ohta Y., Balashov Ju. A., Sirotkin A. N. Newtontoppen granitoid rocks, their geology, chemistry and Rb-Sr age. Polar Research 15(1), 1996, pp. 67-80.

35. Balashov Ju. A., Peucat J. J., Tebenkov A. M., Ohta Y., Larionov A. N., Sirotkin A. N. Additional Rb-Sr and singl-grain zircon datings of Caledonian granitoid rocks from Albert I Land, northwest Spitsbergen. Polar Research 15(2), 1996, pp. 153-165.

36. Balashov Ju. A., Peucat J. J., Tebenkov A. M., Ohta Y., Larionov A. N., Sirotkin A. N., Bjornerud M. Rb-Sr whole rock and U-Pb zircon datings of the granitic-gabbroic rocks from the Skalfjellet Subgroup, southwest Spitsbergen. Polar Research 15(2), 1996, pp. 167-181.

37. Larionov, A. N., Tebenkov, A. M., Sirotkin, A. N. Provenance ages of zircon from the Eskolabreen gneisses, Western Ny Friesland, NE Spitsbergen. Abstract volume, 24. Nordiske Geologiske Vintermode, Trondheim, Geonytt, N1, 2000, p. 107-108.

Соавтор в изданных геологических картах Шпицбергена

38. Dallmann W. К., Ohta Y., Biryukov A. S., Karnoushenko Е. Р., Sirotkin A. N., Piepjohn К. Geological map of Svalbard, 1:100 000, sheet C7G Dicksonfjorden. Norsk Polarinstitutt Temakart N35,2004.

39. Dallmann W. K., Piepjohn K., McCann A.J., Sirotkin A. N., Ohta Y., Gjelsvik T. Geological map of Svalbard, 1:100 000, sheet B5G Woodfjorden. Norsk Polarinstitutt Temakart N37, 2005.

40. Dallmann W. K., Sirotkin A. N., Ohta Y., Piepjohn K. Geological map of Svalbard, 1:100 000, sheet B6G Eldsvollfjellet. Norsk Polarinstitutt Temakart N39, 2006.

41. Krasilshikov A.A., Tebenkov A.M., Ivanova N.M., Sirotkin A.N., Miloslavskij M.Ju., Lopatin B.G. Geological map of Svalbard (Norway). 1:1 000 000. SPb, PMGRE, 2008.

РИЦ Горного университета. 24.10.2013. 3.541. Т.100 экз. 199106 Санкт-Петербург, 21-я линия, д.2

Текст научной работыДиссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Сироткин, Александр Николаевич, Санкт-Петербург

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ НАУЧНО-ПРОИЗВОДСТВЕННОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ «ПОЛЯРНАЯ МОРСКАЯ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНАЯ ЭКСПЕДИЦИЯ»

(ФГУНПП «ПМГРЭ»)

На правах рукописи

05201450439

СИРОТКИН АЛЕКСАНДР НИКОЛАЕВИЧ

ЭНДОГЕННЫЕ РЕЖИМЫ И ЭВОЛЮЦИЯ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА В ПОРОДАХ СКЛАДЧАТОГО ОСНОВАНИЯ

АРХИПЕЛАГА ШПИЦБЕРГЕН

Специальность - 25.00.04 - Петрология, вулканология

Диссертация на соискание учёной степени доктора геолого-минералогических наук

Санкт-Петербург - 2013

ОГЛАВЛЕНИЕ

стр.

Введение..........................................................................................6

Глава 1 Основные черты геологического строения докембрийско-раннепалеозойского основания архипелага Шпицберген............................22

1.1 Состояние геологической изученности основания архипелага Шпицберген........................................................................22

1.2 Геология основания архипелага Шпицберген..............................25

Глава 2 Геологическая характеристика структурно-вещественных комплексов складчатого основания Шпицбергена.....................................................35

2.1 Полуостров Ню Фрисланд: тектонотип докембрийско-

нижнепалеозойского основания Шпицбергена..........................35

2.2 Северо-Восточная Земля в геологической структуре архипелага......51

2.3 Северо-Западный Шпицберген: краевой выступ древнего

кристаллического фундамента архипелага................................64

2.4 Западный и Юго-Западный Шпицберген: зона активного

влияния альпийского тектогенеза...........................................70

2.5 Центральный Шпицберген - область развития структур

девонского грабена.............................................................79

2.6 Петролого-петрохимическая характеристика магматических

комплексов Шпицбергена.....................................................86

2.7 Геохронология комплексов основания Шпицбергена...................119

Глава 3 Проблема изучения и картирования метаморфических комплексов

и современные подходы к их решению..................................................140

Глава 4 Реконструкция геодинамических обстановок формирования первичных комплексов складчатого основания......................................................161

4.1 Первичная природа метаморфических пород Ню Фрисланда:

История изучения вопроса и основные результаты....................161

4.2 Нижний структурно-вещественный комплекс (серия Атомфьелла).

Петролого-петрохимическая характеристика метаморфических пород...........................................................................164

4.3 Средний структурно-вещественный комплекс (серия Моссель).

Петролого-петрохимическая характеристика парапород............185

4.4 Верхний структурно-вещественный комплекс. Характеристика

разреза верхнего (байкальско-каледонского) комплекса............190

4.5 Особенности химизма метаморфических пород СВК основания

архипелага и реконструкция геодинамических режимов их

формирования.................................................................191

Глава 5 Петрологическая характеристика фаций и типов регионального

метаморфизма структурно-вещественных комплексов основания Шпицбергена.................................................................................229

5.1 Нижний СВК.....................................................................230

5.1.1 Минеральные парагенезисы и характеристики отдельных породообразующих минералов метаморфических пород серии Атомфьелла......................................................................230

5.1.2 Результаты термобарогеохимических исследований...................258

5.1.3 Термодинамические условия метаморфизма.............................266

5.1.4 Пространственное развитие фаций регионального метаморфизма

в породах нижнего СВК других районов Шпицбергена...............272

5.1.5 Р-Т условия прогрессивного метаморфизма пород нижнего СВК архипелага........................................................................299

5.2 Средний СВК.......................................................................302

5.2.1 Характеристика минеральных парагенезисов метаморфических пород серии Моссель...........................................................302

5.2.2 Результаты термобарогеохимических исследований....................312

5.2.3 Термодинамические условия метаморфизма..............................315

5.2.4 Пространственное развитие фаций регионального метаморфизма

в породах среднего СВК других районов Шпицбергена................317

5.2.5 Р-Т условия регионального метаморфизма среднего СВК.............353

5.3 Промежуточный СВК............................................................358

5.3.1 Метаморфические фации и характеристики минералов пород

серии Кап-Ханстен.............................................................358

5.3.2 Метаморфические фации и характеристики минералов пород

серии Вереншельдбреен.......................................................360

5.3.3 Метаморфические фации и характеристики минералов пород серии Вестготабреен.........................................................362

5.4 Верхний СВК.....................................................................368

5.4.1 Метаморфические фации и минералы пород верхнего СВК на

Ню Фрисланде..................................................................368

5.4.2 Метаморфические фации и минералы пород верхнего СВК на

СВЗ................................................................................370

5.4.3 Метаморфические фации и минералы пород верхнего СВК на ЮЗШ..............................................................................371

Глава 6 Эволюция эндогенных процессов и геодинамические обстановки их проявления в блоках основания архипелага Шпицберген............................373

6.1 Изотопно-геохронологическое датирование пород Шпицбергена.....373

6.2 Р-Т условия и эволюция эндогенных процессов в породах

складчатого основания Ню Фрисланда.....................................375

6.3 Этапы формирования структурно-вещественных комплексов

основания Ню Фрисланда.....................................................387

6.4 Р-Т условия и эволюция эндогенных процессов в блоках

складчатого основания других районов Шпицбергена.................392

6.4.1 Р-Т условия прогрессивного метаморфизма нижнего СВК

архипелага........................................................................392

6.4.2 Р-Т условия регионального метаморфизма среднего СВК.............394

6.4.3 Р-Т условия регионального метаморфизма промежуточного СВК.. .395

6.4.4 Р-Т условия регионального метаморфизма верхнего СВК.............397

6.5 Этапы формирования и геодинамические обстановки проявления

эндогенных процессов в основании архипелага Шпицберген......398

Глава 7 Основные процессы эндогенного рудогенезаи их связь с тектоно-метаморфическими преобразованиями комплексов складчатого основания архипелага Шпицберген.....................................................................419

7.1 Структурно-формационные комплексы и рудные формации

архипелага Шпицберген......................................................419

7.2 Размещение рудопроявлений различного типа в породах

нижнепротеройзойско-среднепалеозойских комплексов..............426

7.3 Геохимическая специализация пород нижнепротерозойских -

среднепалеозойских СВК Шпицбергена..................................432

7.4 Общая геохимическая характеристика центральной части

Шпицбергена и рудогенерирующий потенциал слагающих её

комплексов......................................................................444

7.5 Развитие метаморфогенного и гидротермального сульфидного

оруденения Шпицбергена....................................................447

Заключение.....................................................................................458

Список литературы...........................................................................461

ПРИНЯТЫЕ УСЛОВНЫЕ СОКРАЩЕНИЯ

Алб - альбит Ки - кианит (дистен) Рог - роговая обманка

Акт - актинолит Кпш - калиевый полевой Рп - ромбический

Алм - альмандин шпат пироксен

Амф - амфибол Кор - корунд Силл - силлиманит

Ан - анортит Корд - кордиерит Ск - скаполит

Анд - андалузит Кум - куммингтонит Серп-серпентин

Ал - апатит Лав - лавсонит Ст - ставролит

Би - биотит Мг - магнетит Стилп - стильпномелан

Вез - везувиан Ма - мариалит Сер - серицит

Во - волластонит Ме - мейонит Сф - сфен (титанит)

Гип - гиперстен Мик - микроклин Та - тальк

Глф - глаукофан Мп - моноклинный Тр - тремолит

Гр - гранат пироксен Турм - турмалин

Грос - гроссуляр Мус - мусковит Фл - флогопит

Грф - графит Ол - оливин Хл - хлорит

Гумм - гумит Омф - омфацит Хлд - хлоритоид

Ди - диопсид Орт - ортоклаз Цир - циркон

Дол - доломит Пир - пироп Цо - цоизит

Жад - жадеит Пл(20) - плагиоклаз (№) Шп - шпинель

Ка - кальцит Пр - пренит Эп - эпидот

Карб - карбонат Прг - парагонит

Кв - кварц Пумп - пумпеллиит

аГ = А1гОз / Рег0з+Ре0+М§0 - показатель глинозёмистости (вес.%) АЬОз - АЬОз - (Са0+Иа20+К20) - избыточный глинозём (мол. кол.) Б - коэффициент железистости (мол. %%) А1, ф.ед. - содержание элемента в формульных единицах

А1™ и А1У1 - содержание алюминия в тетраэдрической и октаэдрической позициях ГЖВ - газово-жидкие включения СЗШ - Северо-Западный Шпицберген

РВ - расплавные включения ЮЗШ - Западный и Юго-Западный

ФВ - флюидные включения Шпицберген

НФ - Ню Фрисланд СВК - структурно-вещественный

СВЗ - Северо-Восточная Земля комплекс

ВВЕДЕНИЕ

Архипелаг Шпицберген находится на северо-западной окраине шельфа Баренцева моря и является одним из наиболее изучаемых районов Арктики. Он располагается на сочленении Баренцевской шельфовой плиты, северного фрагмента Норвежско-Гренландского бассейна и западной части Северного Ледовитого океана, что делает его ключевым для расшифровки геологического строения и этапов формирования тектонической структуры шельфа и материкового склона, а также для обоснования прогнозной оценки ресурсов углеводородного сырья в северо-западной части Баренцевоморского шельфа. Многообразие разновозрастных геологических формаций и ключевое геоструктурное положение Шпицбергена определяет неослабевающий интерес к этому арктическому участку суши. Исключительная важность географо-экономического положения района, с одной стороны, определяется его особым международным статусом, а, с другой стороны, тем, что на востоке он граничит с северозападными шельфовыми областями России, а на севере - с международными водами Северного Ледовитого океана. Одновременно большинство районов архипелага по причине своей труднодоступности являются малоизученными в геологическом (прежде всего - в минерагеническом) отношении.

Особый международный статус Шпицбергена и нахождение его под юрисдикцией Норвегии определяются Парижским договором 1920 года. В соответствии с этим договором архипелаг передан под управление Норвегии, а все страны-участницы договора имеют право на ведение в пределах архипелага хозяйственной и научной деятельности. Составной частью договора является Горный устав Шпицбергена, который определяет, в том числе, и правила ведения на архипелаге геологоразведочных работ. Кроме этого, ведение хозяйственной и научной деятельности на Шпицбергене регламентируется национальным законодательством Норвегии.

Советский Союз присоединился к Парижскому договору о Шпицбергене в 1935 году. Регулярные региональные геолого-геофизические работы в этом регионе стали проводиться с 1962 года в соответствии с приказом Министерства геологии и охраны недр СССР № 15-с от 23.02.1962 года, отданном на основании распоряжения Совета Министров СССР № 292 р-с от 08.02.1962 года. В настоящее время деятельность Шпицбергенской поисково-съемочной партии Федерального государственного унитарного научно-производственного предприятия «Полярная Морская Геологоразведочная Экспедиция» (ФГУНПП ПМГРЭ) определяется «Концепцией политики РФ на норвежском архипелаге Шпицберген», которая одобрена Указом Президента РФ № 1386с от 31.12.1997 года. Одной из задач, определяемых этой концепцией,

является задача широкомасштабного присутствия российских организаций на архипелаге Шпицберген и их разноплановая хозяйственная деятельность, в т.ч. по изучению недр как самого архипелага, так и прилегающего к нему шельфа.

Рисунок 1 - Положение архипелага Шпицберген в западном секторе Арктики

Архипелаг Шпицберген является северо-западной окраиной Баренцевоморского шельфа и находится между 10° и 35° в.д. и 78° и 81° с.ш. Архипелаг омывается с запада водами Гренландского моря, с юго-запада - Норвежского моря, с юго-востока и востока - Баренцева моря, а с севера - водами Северного Ледовитого океана (рисунок 1). Архипелаг состоит из пяти крупных островов и многих десятков мелких (рисунок 2). Самый крупный остров - Западный Шпицберген, площадью около 38 ООО кв. км. Вторым по величине островом является СевероВосточная Земля с площадью около 14 500 кв. км. Площадь островов Баренца и Эджа, лежащих к востоку от Западного Шпицбергена, составляет, соответственно, примерно 5100 и 1400 кв. км. На западе архипелага находится остров Земля Принца Карла с площадью 625 кв. км. К востоку от Шпицбергена располагаются более мелкие острова, самыми крупными из которых являются: на северо-востоке - остров Белый, на востоке - острова архипелага Земля Короля Карла, на юго-востоке - остров Надежды. Общая площадь, занимаемая всеми островами Шпицбергена, равна примерно 62 000 кв. км.

Береговая линия архипелага весьма изрезана и образует множество проливов и узких заливов - фьордов. Из проливов наиболее крупными являются Хинлопен, отделяющий СевероВосточную Землю, и Форланнсунн, отделяющий Землю Принца Карла, в обоих случаях от

12°

24°

28°

СЕВЕРНЫЙ ЛЕДОВИТЫЙ ОКЕАН

Сен»

м К р е м е р

-80°

о-А

§ т

- 78°

- 76°

НОРВЕЖСКОЕ МОРЕ

40 км

16° _1_

20°

Рисунок 2 - Архипелаг Шпицберген

острова Западный Шпицберген. Среди крупных фьордов надо отметить Ис-фьорд, Бельсунн и Хорсунн (на юге Западного Шпицбергена) и Конгс-фьорд, Вуд-фьорд и Вейде-фьорд (на севере того же острова). Крупные полуострова, ограниченные проливами и фьордами, имеют собственные названия: Ню Фрисланд, Земля Андре, Земля Хаакона VII, Земля Норденшельда и другие. На Северо-Восточной Земле среди крупных заливов надо отметить залив Норденшельда, Валенберг-фьорд и Мерчисон-фьорд.

В административном отношении архипелаг Шпицберген входит в губернаторство Свальбард (Королевство Норвегия) совместно с островом Медвежий. Административным центром губернаторства является поселок Лонгиербюен, расположенный на южном берегу Ис-фьорда. Другим норвежским поселком является Ню Олесунн, бывший до 1962 года шахтерским поселком, а ныне - международный научный центр. На Шпицбергене имеются и старые русские поселки, принадлежащие Государственному Тресту «Арктикуголь»: действующий поселок-шахта Баренцбург (юго-западная часть Ис-фьорда) и законсервированные - Пирамида и Грумант.

Архипелаг представляет собой арктическую горную страну с широко развитым современным оледенением. Из островов архипелага самые высокие гипсометрические отметки имеет остров Западный Шпицберген (гора Ньютона и гора Перрьер - по 1717 м). Другие острова в восточной части архипелага характеризуются выровненным рельефом с более низкими высотами: остров Северо-Восточная Земля - 637 м, остров Баренца - 610 м, остров Эджа- 578 м.

На западе архипелага рельеф описывается как альпинотипный (Земля Принца Карла, западное побережье Западного Шпицбергена, Ню Фрисланд). Он характеризуется резкой степенью расчленения, обилием острых вершинных гор и хребтов. Рельеф развит, в основном, на плотных протерозойских породах фундамента, что обуславливает во многом морфологию вершин и склонов. Другим типам рельефа является низкогорье, распространенное на востоке архипелага и характеризующееся слабой степенью расчленения.

Ледники распространены практически на всех островах архипелага. Ледниковые плато, шапки и купола характерны для всех крупных островов. Многочисленные нунатаки и непростой характер ледниковой поверхности свидетельствуют о сложном погребенном рельефе. Одним из самых крупных ледниковых плато является ледник Ломоносова, мощность льда здесь достигает 370 метров. Ледниковые купола распространены только на СевероВосточной Земле: их фронты (высота до 20 м) располагаются на мелководье, а мощность льда достигает 530 м. Свободная ото льда суша приурочена, в основном, к центральным и северным частям архипелага.

Франца Иосифа

Гренландия

Шпицберген

1 -котловина Нансена

2-арктический срединно-океаничес-кий хребет

3-хребет Книповича

4-плато Ермака

5-прогиб Франц-Виктории

6-Баренцевоморская плита

Рисунок 3 - Положение архипелага Шпицберген в современной тектонической структуре Западного сектора Арктики

Положение архипелага Шпицберген в тектонической структуре Западного сектора Арктики (рисунок 3) отличается рядом специфических особенностей. С одной стороны, это крайний северо-западный выступ структур Евразии, обособленное краевое сводовое поднятие в северо-западной части Баренцевоморской окраинно-материковой плиты. С другой стороны, архипелаг расположен на сочленении двух крупных океанических бассейнов, и процессы океанообразования отражены на его тектонической структуре. На севере Шпицберген граничит с глубоководной котловиной Нансена Северного Ледовитого океана; на северо-западе - с плато Ермака, являющимся продолжением континентальных структур архипелага и выходящим к арктическому срединно-океаническому хребту (хребту Гаккеля). В то же время Шпицберген входит в состав горного обрамления Норвежско-Гренландского океанического бассейна, чем и определяется линейность его главных морфоструктурных элементов в западной части архипелага, в целом параллельных континентальному склону и океаническому хребту Книповича. К югу и востоку от Шп�

Информация о работе

Сироткин, Александр Николаевич
доктора геолого-минералогических наук
Санкт-Петербург, 2013
ВАК 25.00.04

Диссертация

Эндогенные режимы и эволюция регионального метаморфизма в породах складчатого основания архипелага Шпицберген - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы