Минерагеническое районирование кимберлитовой области Юго-Восточного Беломорья

Глава 2. Тектоническая позиция раннегерцинских вулканических комплексов ЮВБ в системе структур кристаллического фундамента и платформенного чехла.

Рассматриваютсы вопросы по особенностям блоковой тектоники кристаллического фундамента, стратиграфии, палеотектоники и палеогеографии - рифея, позднего венда, раннего кембрия, нижнего палеозоя и раннего-среднего карбона. Приводится анализ структурной позиции разноранговых объектов щёлочно-ультраосновной формации и Сояна-Пинежского комплекса базальтовых трубок взрыва.

2.1. Архей-раннепротерозойский структурный этаж. В составе фундамента ЮВБ в качестве структур первого порядка выделяются Беломорский, Кольско-Кулойский и Мурманский блоки (рис. 3), которые, вероятно, являются продолжением основных структур Балтийского щита. Это подчеркивается близким характером гравимагнитных полей и спецификой их геотектонического развития.

Беломорский блок сложен главным образом мезо- и неоархейскими гранито-гнейсовыми, зеленокаменными и парагнейсовыми комплексами, которые метаморфизованы преимущественно в амфиболитовой, кианит-силлиманитовой и кианит-андалузитовой фациях. Самой характерной отличительной чертой блока является неоднократное проявление в неоархее и палеопротерозое высокобарического метаморфизма. По характеру гравимагнитных полей в его составе пределах ЮВБ выделяется два блока II порядка: Нижнеонежский и Северодвинский. В обнажениях и скважинах бассейна нижнего течения р. Онеги, Онежского полуострова и низовьев р. Сев. Двины наблюдается переслаивание часто мигматизированых биотитовых, гранат-биотитовых, амфиболовых, гранат-амфиболовых гнейсов и гранатовых амфиболитов. Скважиной Усть-Пинега вскрыты пегматоидные граниты гранат-биотит-микроклиновые и плагиоклаз-пироксеновые кристаллосланцы, в скв. 771 Ижмозёрская - слабо катаклазированные силлиманит-гранат-биотитовые гранито-гнейсы. В ксенолитах трубки Чидвинской автором установлены интенсивно катаклазированные и изменённые биотитсодержащие кристаллосланцы. Своеобразный комплекс высокоглинозёмистых пород фундамента: мусковит- и гранат-биотитовые, биотит-гранат-силлиманитовые, кордиерит-гранат-силлиманитовые и силлиманит-биотит-амфиболовые гнейсы, установлен нами в составе ксенолитов базальтовой трубки ан. 1026, расположенной на правобережье низовьев р. Пинеги. Полученные первые величины Sm-Nd модельных возрастов гранат-биотит-амфиболовых гнейсов, пегматитов, гранит-аплитов и гранатовых гранулитов юго-западной части Беломорского блока (карьер Покровский и скв. М-1 района оз. Мятозеро), варьируют в пределах 2599-2976 млн. лет и на Sm-Nd изохронной диаграмме положение их фигуративных точек аппроксимируются линией, которая отвечает возрасту примерно 2700 млн. лет. Это, в сочетании с особенностями состава, степени метаморфизма, изотопными характеристиками, позволяет уверенно сопоставлять данные образования с архейскими комплексами Беломорского блока Балтийского щита.

Кольско-Кулойский блок в пределах ЮВБ по данным нескольких глубоких скважин, сложен: амфиболитами, гранитами, гранит-аплитами, биотитовыми сланцами (скв. 570), биотитовыми гранитами (скв. 1200), биотит-роговообманковыми гранодиоритами (скв. 773); которые являются метаморфизованными в условиях до эпидот-амфиболитовой фации и тектонизированными известково-щелочными габброидами, кварцевыми диоритами, лампрофирами, гранодиоритами и гранитами. В скв. 775, пройденной в эпицентре полосовой высокоинтенсивной магнитной аномалии, вскрыты биотитовые гнейсы и амфиболиты с очень высокой магнитной восприимчивостью пород, которая в среднем составляет около 2 000 х 10-6 ед. СГС. Кроме этого, в составе ксенолитов из кимберлитовых трубок им. В. Гриба и тр. 688 установлены средне (Р около 5 кбар) и нижнекоровые (Р порядка 10-14 кбар) горблендиты и гранатовые гранулиты [Самсонов и др., 2008]. Полученные впервые, для Кулойского сегмента данные по модельным возрастам вышеуказанных пород скв. 1200, 570 и 773 [Самсонов и др., 2008], показали, что величины их Sm-Nd датировок колеблются в пределах 2151-2265 млн. лет и на Sm-Nd изохронной диаграмме положение их фигуративных точек аппроксимируются линией, которая отвечает возрасту 1860 39 млн. лет. Близкие изотопные характеристики получены также для нижнекоровых гранулитов из трубок им. В. Гриба и ан. 688. Среднекоровые гранулиты из трубки им. В. Гриба показывают Sm-Nd модельный возраст ~2700 млн. лет. Эти данные о палеопротерозойском возрасте раннедокембрийской коры центральной части ЗБР подтверждаются также результатами U-Pb изотопного датирования цирконов, выделенных из кимберлита трубки им. В. Гриба, здесь из 36 изученных зерен только 2 имеют архейские возраста, в то время как преобладающая часть возрастных определений отвечает интервалу 1,8-2, 0 млрд. лет [E. Lepekhina et al., 2004]. Косвенные свидетельства в пользу гетерогенности кристаллического фундамента ААП и возможной приуроченности алмазоносных кимберлитов к участкам палеопротерозойской коры, дают и Sm-Nd изотопные данные по алмазоносным кимберлитам Золотицкого и Черноозёрского комплексов - ε_Nd 360 от -4 до +3, в то время как силлы р. Мелы, пикриты Ижмозерской группы и оливиновые мелилититы Неноксы показывают ε_Nd 370 от -5 до -10 [Кононова, Носова и др., 2006].

Результаты проведенных исследований указывают на образование коры Зимнебережного района в ходе палеопротерозойского корообразующего события при ведущей роли ювенильных мантийных источников вещества. По возрасту и составу пород этот временной интервал хорошо коррелируется с постколлизионным этапом свекофенского орогенеза, детального изученного в Ю-З части Балтийского щита, при этом тектоническое скучивание в зоне коллизии могло обеспечить захоронение сохранившихся фрагментов уже остывшей архейской литосферы на значительных глубинах, т.е. происходило наращивание холодного литосферного корня [Самсонов и др., 2008]. Таким образом, в пограничной зоне Кольско-Кулойского и Беломорского блоков может быть выделена палеопротерозойская зона тектоно-термальной переработки (ТТП), которая является возможным аналогом Терского и Стрельнинского террейнов Балтийского щита [Слабунов и др., 2007]. Предполагаемые границы этой зоны (рис. 3) и ее осевая линия, выделяемая как продолжение Главного Беломорского шва, отчётливо фиксируются главным образом линейными аномалиями положительного магнитного поля.

Выделенные таким образом основные структуры фундамента ЮВБ находят своё подтверждение в результатах магнитотеллурических зондирований [Широбоков, 1997; А.В. Манаков, 2006], согласно которым области Кольско-Кулойского и Беломорского блоков, достаточно отчётливо различаются по характеру электрических сопротивлений. При этом Кольско-Кулойский блок (включая область палеопротерозойской зоны ТТП) характеризуется как высокоомный, тогда как Беломорскому присущи главным образом низкие сопротивления (рис. 3).

Наряду с блоковыми структурами фундамента, выделяется две основные трансблоковые зоны тектоно-магматической активизации (ТМА), представляющие собой системы сдвигов и сдвиго-надвигов: северо-восточного (Балтийско-Мезенская и ее осевая часть - Архангельская) и меридионального (Зимнбережная) простираний (рис. 3), которые хорошо проявлены в гравимагнитных полях.

Исходя из предложенной схемы блокового строения фундамента, тектоническая позиция Зимнебережного и Ненокско-Чидвинского мегакомплексов в структурах архея-раннего протерозоя, определяется их приуроченностью к Архангельской и Зимнебережной зонам ТМА, а в их пределах соответственно к Кольско-Кулойскому и Беломорскому блокам. Предполагаемая <шовная> коллизионная зона палеопротерозойской ТТП, контролирует положение кимберлитовых комплексов, в том числе промышленно-алмазоносных, центральной части Зимнего Берега (рис. 3).

2.2. Рифейский структурный этаж. Имеющаяся на сегодняшний день информации по строению рифейского комплекса Кандалакшского залива, ЮВБ и более погруженных частей северо-запада Мезенской синеклизы, мощности которого достигают 5-8 км [Аплонов и др., 2006; Журавлёв, 2007], позволили выработать уточнённую схему стратиграфии и сопоставления разрозненных разрезов рифейских толщ, а также составить авторский вариант тектонического районирования рифейских структур I-го и II-го порядка в целом для региона (рис. 4, 5), на основании чего сделаны следующие выводы.

1. Анализ литолого-фациальных особенностей и данных по возрасту выделенных стратиграфических подразделений рифейского комплекса, а также особенности структурного плана позволяют выделить в пределах рассматриваемого региона две резко различные структурно-фациальные области (СФО) - область внешней зоны дифференцированных опусканий Притиманского перикратона линейно-мозаичного строения [Дедеев и др.,, 1982; Гецен, 1987; Оловянишников, 1998; Третяченко, 1999] и линейную систему прогибов и поднятий Кандалакшско-Двинской рифтогенной зоны, приуроченных соответственно к Кольскому и Беломорскому блокам кристаллического фундамента (рис. 4, 5).

2. В пределах внешней области Притиманского перикратона ЮВБ выделена серия сложно построенных структур (рис. 5), главными из которых являются - система грабенообразных прогибов и поднятий Зимнебережно-Полтинского эскарпа (Кольско-Зимнегорский выступ, Нижнезолотицкая седловина, Золотицко-Пачугское поднятие, Падунский прогиб, Мегра-Полтинское гребневидное поднятие); Ручьёвский и Кулойский выступы и система структур Лешуконского прогиба северо-западной части Мезенской синеклизы. В строении СФО принимают участие снизу вверх (рис. 4): условно отнесённая к среднему рифею вашкинская толща в составе нижней пестроцветной терригенной с аркозами и верхней сероцветной карбонатно-терригенной свит; и вышезалегающие верхнерифейские - существенно глинистая с аркозовыми песчаниками - пезская и сероцветно-красноцветная кварцевая глинисто-песчаная дорогорская свиты, сероцветная карбонатно-алевро-глинистая сафоновская серия (сероцветная алевро-глинистая тучкинская свита); завершает разрез красноцветная глинисто-песчаная уфтюгская свита верхнего рифея-нижнего венда? [Аплонов и др., 2006; Якобсон и др., 1991]. На Терском побережье Кольского полуострова к данной СФО мы относим верхнерифейскую чапомскую свиту, сложенную красноцветными субграувакковыми и аркозовыми песчаниками, алевролитами и в самой верхней части сероцветно-пестроцветными аргиллитами [Любцов и др., 1989].

3. Кандалакшско-Двинская рифтогенная зона (рис. 4, 5) представляет собой линейную систему структур с-з простирания, протягивающуюся на расстояние более 700 км вдоль Кандалакшского залива и далее на юго-восток в пределы Мезенской синеклизы; главными из которых являются две ветви грабенообразных прогибов - Кандалакшско-Онежский и Терскобережно-Керецко-Пинежский и разделяющий их Архангельский выступ (его продолжение в северо-западном направлении - Оленицкий вал по В.А. Журавлёву [2007]). В составе рифея здесь выделены: верхнерифейские: турьинская и терская свиты Терскобережного прогиба сложенные красноцветными субграувакковыми и аркозовыми песчаниками с алевролитами [Любцов, 1989]; выполняющая Керецкий прогиб чидвийская свита пестроцветно-красноцветных, аркозовых и субаркозовых песчаников (сопоставляется с пезкой и терской свитами); солозерская свита красноцветных аркозовых и субаркозовых песчаников, вулканогенно-осадочных образований и покровов основных эффузивов (по А.А. Носовой [2007] Sm-Nd возраст базальтов 667+31 млн. лет) Онежского прогиба и залегающая на солозерской, ненокская свита красноцветных существенно кварцевых песчаников. В составе ксенолитов из туфов фельдшпатоидных пикритов трубки Чидвинская, нами установлены тёмно-красные кварциты и интенсивно карбонатизированные и цеолитизированные аркозовые мелко-крупнозернистые, плохо сортированные песчаники, что указывает на наличие в нижних частях Керецкого прогиба, учитывая очень высокие содержания в аркозах полевых шпатов, предположительно возрастных аналогов салминской свиты нижнего рифея [Хераскова, 2006] Пашского грабена, возможно вепсия Онежской мульды?

На основании вышеизложенного установлены существенные различия в строении рифейского структурного этажа Кандалакшско-Двинской рифтогенной зоны и внешней зоны области Притиманского перикратона, главными из которых являются:

а - доминирующий груботерригенный состав красноцветных верхнерифейских толщ Кандалакшско-Двинской рифтогенной зоны, сформированных на фоне высокой тектонической активности в условиях крупных аллювиальных долин и в основном тонкотерригенный (карбонатно-терригенный) характер пестроцветно-сероцветных толщ области внешней зоны Притиманского перикратона, образование которых происходило главным образом в более спокойных обстановках морского мелководья и возможно прибрежных аллювиальных равнин (дорогорская свита);

б - наличие в глубоких частях только Онежского и Пинежского прогибов Кандалакшско-Двинской рифтогенной зоны образований сейсмокомплекса , которые вероятнее всего соответствуют протоплатформенному чехлу ранний протерозой - раннерифеского возраста [Хераскова, 2006];

в - проявленность позднерифейской (Солозерский долерит-базальтовый комплекс) и верхневендской (Войозерский базальтовый комплекс) фаз основного вулканизма в пределах Кандалакшско-Двинской рифтогенной зоны.

Предложенная в настоящей работе в значительной степени уточнённая схема стратиграфии рифейских отложений Юго-Восточного Беломорья, с отнесением солозёрской свиты к верхам верхнего рифея и сопоставление чидвийской свиты с терской Кольского полуострова и пезской Лешуконского прогиба, предполагает существование в пограничной зоне двух выделенных структурно-формационных областей, своеобразной структуры - Зимнебережно-Полтинско-Елькибского эскарпа (Полтинско-Елькибский горст по [Аплонов и др., 2006]), который контролирует все проявления щ-у и часть основных вулканитов ЗБР.

Отчётливо выраженная северо-западная ориентировка рифейских структур, формирование которых происходило в режиме сбросов (надвиго-сбросов), существенно усложняются системами сдвигов (сдвиго-надвигов) Балтийско-Мезенской (Архангельской) и Зимнебережной зон ТМА, в пределах которых мощности рифейских отложений существенно уменьшаются.

Приведённые выше основные отличия двух структурно-фациальных зон объясняются главным образом определённой степенью унаследовательности специфики геодинамических режимов Беломорского и Кольско-Кулойского блоков и пограничного пояса палеопротерозойской ТТП. В пользу этого свидетельствуют также данные Т.Н. Херасковой [2006] о том, что современная структура авлакогенов на севере Восточно-Европейской платформы формировалась под влиянием различных геодинамических факторов, возникших при формировании континентальной окраины и генетически связанных с импульсами рифтогенеза, затем спрединга в окраинном бассейне при этом в юго-западной части преобладали рифтовые структуры локального растяжения, тогда как на востоке - рифтоподобные.

Исходя из вышеизложенного, тектоническая позиция Зимнебережного и Ненокско-Чидвинского мегакомплексов в структурах рифея, определяется их приуроченностью к Архангельской и Зимнебережной зонам ТМА, а в их пределах соответственно к внешней (краевой) зоне Притиманского перикратона (северо-западный фланг Зимнебережно-Полтинско-Елькибского эскарпа) и Кандалакшско-Двинской рифтогенной зоне. При этом вулканические комплексы более низкого ранга приурочены, либо в основном к выступам фундамента и их краевым частям (Золотицкий, Черноозёрский, Мельский, Кепинский, Мегорский, Верхотинский), либо находятся в зонах сочленений выступов и прогибов (Ненокский, Чидвинско-Ижмозёрский, Суксомский).

2.3. Нижнепалеозойский структурный ярус. Осадки данного времени представлены красноцветными бассейновыми глинисто-алевро-песчаными отложениями падунской свиты мощностью до 419 м, залегающих с размывом на образованиях мезенской свиты котлинского горизонта верхнего венда. Стратиграфическое положение свиты долгое время оставалось достаточно неопределённым. Согласно легенд Госгеолкарты-200 Онежской и Мезенской серий листов [1999] она отнесена к верхней части котлинского горизонта. Новые данные А.С. Алексеева с соавторами [2005, 2007] в составе данной толщи позволили выделить (снизу - вверх): золотицкую, нюгусскую, и брусовскую свиты, которые предлагается рассматривать в ранге падунской серии. На основании системных находок трубок Sabellidites cambriensis Yanishevsky, реже Platysolenites antquissimus Eichwald и следов зарывания Diplocraterion, Scolithos (Rosselia), по крайней мере две нижние свиты А.С. Алексеев относит к томмотскому ярусу нижнего кембрия.

В региональном плане падунская свита слагает хорошо выраженный прогиб меридионального (типично плитного) направления, который в пределах ЮВБ приобретает отчётливо проявленное северо-восточное простирание и включает в себя все проявления раннегерцинского вулканизма, фиксируя при этом положение фронтальную часть Балтийско-Мезенской и восточную границу Зимнебережной - зон ТМА. При этом, щёлочно-ультраосновные комплексы приурочены к северо-западной зоне флексурного перегиба, тогда как трубки взрыва долерито-базальтов Сояна-Пинежский комплекса, располагаются только во внутренних частях прогиба (рис. 6).

В составе нижнепалеозойского структурного яруса рассматриваются также, отсуствующие в современном разрезе платформенного чехла, отложения верхнего кембрия-нижнего силура [Саблуков, 1995; Ларченко и др., 2005; Толмачёва и др., 2008], которые установлены в больших количествах, в виде ксенолитов и огромных <рифов> в наиболее ранних по возрасту (410-390 млн. лет) трубках Кепинского и Мегорского комплексов. В несколько более поздних (387-375 млн. лет - Чидвинская группа, тр. Суксома и Сояна-Пинежские базальтовые трубки) - выявлены не столь многочисленные, но постоянно встречающиеся ксенолиты только песчано-алевро-глинистых пород верхнего кембрия-нижнего ордовика. Вышележащие карбонаты к этому времени, на фоне формирования весьма зрелых кор выветривания в условиях жаркого гумидного климата, были уже размыты. Максимальная установленная мощность субгоризонтально слоистых отложений огромного <рифа> тр. 496 достигает 150 м, а с учётом того, что в данном разрезе вскрыты не все разновидности пород, встреченные в трубках, первоначальную мощность всей толщи верхнекембрийско-нижнесилурийских отложений на начало девона, можно оценить в 200-250 м (возможно и больше). Изученные отложения представлены главным образом мелководно-морскими и лагунными карбонатными и сульфатно-карбонатными фациями нижнего-верхнего ордовика (возможно нижнего силура) и в меньшей мере терригенными прибрежно-морскими отложениями верхнего кембрия-нижнего ордовика; которые весьма сходны с одновозрастными разрезами центральных районов Московской синеклизы и возможно Тимано-Печорской провинции. На этом основании можно с достаточной долей уверенности предположить, что нижнепалеозойская область морской седиментации не ограничивалась Московской синеклизой и через Сухонскую седловину продолжалась также в центральные районы Московской синеклизы и ЮВБ, а также возможно имела выход в Баренцевоморскую область и Тимано-Печору; что в целом соответствует выводу А.В. Дронова [2005] о максимально высоком уровне моря для Балтийского палеобассейна в среднеордовикское время. Полный размыв данной части разреза нижнего палеозоя произошёл в течение раннегерцинского этапа тектогенеза и связан с формированием Кулойского инверсионного поднятия (рис. 6). p>2.4. Нижне-среднекаменноугольный структурный ярус. Ранне-среднекарбоновый этап осадконакопления ЮВБ охватывает временной интервал от поздневизейского (алексинско-михайловского) по раннекаширское время московского века, в течение которого были сформированы отложения, от типично аллювиальных в самых низах разреза, до морского мелководья в верхах [Третяченко и др., 2007; Третяченко 2008; Орлова и др., 2005; Алексеев и др., 2005; Устинов и др., 2008]. Анализ имеющихся на сегодняшний день материалов по геологии ранне-среднекаменноугольных терригенных толщ ЮВБ, позволяет выделить здесь 3 основных литолого-фациальных комплекса. I - алевро-песчаный аллювиальный (алексинско-михайловский - груборучейская свита), сформированный в условиях жаркого гумидного климата, выполняет субширотную и северо-восточную палеодолины в северной части ЗБР и верхнем течении р. Кёлда, которые в региональном плане, вероятно являлись фрагментами крупной визейской речной системы которая дренировала область восточной части Мезенской синеклизы и прилегающую территорию Тимана и протекала в юго-восточном направлении [Воронцов, 1975]. Наличие отложений данного возраста предполагается также в Онега-Двинском районе. II - венёвско-тарусский глинисто-песчаный прибрежно-морской комплекс (телзинская свита) развит в северной части ЗБР и Онега-Двинском районе. И III - раннекаширский алевро-песчаный комплекс (урзугская свита) характеризуется более масштабным площадным развитием и представлен в нижней части аллювиальными, а в средней и верхней прибрежно-морскими фациями. При этом формированию его предшествовала отчётливо выраженная тектоно-палеогеографическая перестройка, что фиксируется резкими изменениями в расположении эрозионных долин и структурно-денудационных выступов по отношению к палеогеоморфологическим особенностям позднего визе (рис. 7). Палеонтологически охарактеризованные позднекаширские терригенно-карбонатные отложения (воереченская свита) установлены только в Онега-Двинском районе.

Таким образом, основные черты строения ранне-среднекаменноугольного структурного яруса ЮВБ определяются спецификой разрезов трёх структурно-фациальных зон: Северодвинской (верхнее визе, телзинская, урзугская и воереченская свиты); Южно-Кулойской (только урзугская свита); Северо-Кулойской (верхнее визе, телзинская и урзугская свиты). Показанные структурно-фациальные зоны и субсеквентный характер палеодолин, при их северо-восточной ориентировке, являются реальным доказательством унаследованной тектонической активности Архангельской кимберлитоконтролирующей зоны в ранне-среднекаменноугольное время. Особо следует отметить приуроченность почти всех комплексов кимберлитов и конвергентных пород ЗБР (за исключением Мельских силлов и тр. 691) к Южно-Кулойской структурно-фациальной зоне (рис. 7).

На основании вышеизложенного формулируется второе защищаемое положение.

Локализация Зимнебережного и Ненокско-Чидвинского мегакомплексов контролировалась системами долгоживущих разрывных нарушений - Балтийско-Мезенской (Архангельской) и Зимнебережной формационно-минерагенических зон, в пределах которых алмазоносный Зимнебережный мегакомплекс приурочен к палеопротерозойскому сегменту Кольско-Кулойского блока фундамента, а неалмазоносный Ненокско-Чидвинский - к архей-палеопротерозойскому комплексу северо-восточной части Беломорского блока. В рифее - раннем венде эти блоковые структуры фундамента были унаследованы, соответственно - Зимнебережно-Полтинским эскарпом внешней (краевой) зоны Притиманского перикратона и Кандалакшско-Двинской рифтогенной зоной. В структурах плитного этапа выделенные вулканические комплексы сопряжены с системами прогибов и поднятий раннего кембрия-нижнего силура и особенностями структурно - фациальных обстановок раннего-среднего карбона.