авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 17 |

«Федеральное агентство по образованию Государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования Ухтинский государственный технический университет ...»

-- [ Страница 5 ] --

и др.), габбро-сиенито-гранитного комплек са (Костюхин, Степаненко, 1987) или в виде трех самостоятельных комплексов: гранитного, сиенитового и щелочных габброидов (Ивенсен, 1964).

Имеются и другие представления об этих породах (Наливкин, 1961г.;

Смирнов, 1982;

Скрипниченко, 1978;

и др.). В составе этого комплекса М.Н.Костюхин и В.И.Степаненко (1987) выделяют основные породы (габбро в виде штокообразных тел диаметром около 150м в районе устья р. Румяничной и на сопке Крайний Камешек, а также даек щелочных габбро идов мощностью до 0,7м на мысе Б.Румяничном и в устье р. Румяничной);

щелочные поро ды, среди которых преобладают сиениты, развитые на сопках Крайний и Малый Камешки, мысе Б.Румяничном и в устье р. Румяничной;

они рассечены дайками щелочных габброидов и жилами сиенит-пегматитов и альбититов;

гранитоиды, представленные лейкократовыми биотитовыми гранитами, гранит-порфирами, грейзенизированными гранитами и гранит аплитами (сопки Каменные, Б.Камешек), грано-сиенитами и кварцевыми сиенитами (Б. Ка мешек). В.Г.Черный с соавторами (1968г.) вслед за Ю.П.Ивенсеном (1964) считал, что этот комплекс магматитов образовался в две стадии: сначала кислые производные (граниты, гра но-диориты), а затем щелочные (гранио-сиениты, кварцевые сиениты и проч.).

М.Н.Костюхин и В.И.Степаненко (1987) выделяют также самостоятельный канинский габбро-монцонитовый комплекс, представленный габбро и монцонитами, которые развиты на полуострове Канине вблизи устья р. М.Пидерцелхи и образуют небольшое (120 х 40м) вытяну тое тело.

На мысе Б.Румяничный автором совместно с В.Г.Черным в 1964г. были установлены и более молодые проявления байкальского магматизма – породы щелочно-ультраосновного ряда – фурчиты, которые по времени образования, составу и генезису соответствуют пикри товым порфиритам и эруптивным брекчиям Среднего Тимана (бассейн р. Косью).

М.Ю.Смирнов (1972) указал на обнаружение им в массиве щелочных сиенитов мыса Б.Румяничного ксенолитов гипербазитов, названных верлитами.Практически всеми исследо вателями уделялось большое внимание и комплексу горных пород, образующих многочис Стратиграфия, литология и магматизм ленные маломощные (до 5-10м) дайки и отнесенных еще Э.А.Кальберг (1958г.) к группе «лампрофиров».

Рис. 27. Схема расположения интрузивных комплексов на Северном Тимане (Ивенсен, 1964) Условные обозначения:

1 четвертичные отложения;

2 – девонские базальты;

3 – девонские отложения;

4 – силурйиские отложения;

5 – сцепиты;

6 – граниты;

7 – кристаллические сланцы рифея Стратиграфия, литология и магматизм На Северном Тимане детальными исследованиями Б.А.Малькова (1972) установлено, что камптониты этого района представляют собой промежуточную породу в ряду щелочных габброидов и являются «дифференциатами щелочно-габброидной магмы», независимыми от сиенитовой серии пород. Ю.П.Ивенсеном (1964) в ряду лампрофиров были выделены воге зиты, минетты и тералитовые порфириты, которые он считал продуктами щелочного мета соматоза. Выделенные ранее в этом районе спессартиты, мальхиты, мончикиты, минетты и вогезиты Б.А.Мальков своими работами не подтвердил. Он выделил 4 типа меланократовых дайковых пород в этом районе: меланократовые щелочные габбро, ранние камптониты, поздние камптониты (амигдалоидные) и эссекситовые порфириты. Все эти разновидности пород развиты в сиенитах мыса Б.Румяничного. Образуют они маломощные (до 3м, чаще около 1м) дайки.

В пределах Среднего Тимана практически все относительно крупные проявления бай кальского магматизма установлены в западной структурно-фациальной зоне, где они обра зуют две ассоциации (Пачуковский и др., 1978г.): 1)более раннюю основную – метагаббро диабазовую и 2)ультраосновную: пикритов, биотитовых пикритов и кимберлитов. В восточ ной структурно-формационной зоне проявления байкальского магматизма выражены слабо, преимущественно в виде постмагматических образований.

Основная ассоциация представлена метадиабазами, габбро-диабазами, диабазовыми порфиритами, базальтами, базальтовыми порфиритами, а также туфами и туффитами.

Дайки и силлы метадиабазов и габбро-диабазов мощностью от сантиметров до первых метров прорывают отложения четласской и быстринской серий и установлены в центральной части Четласского Камня, в бассейне р. Бобровой, в обнажениях и скважинах №№2-4 и (рис. 28). Дайки круто (80-900) наклонены, как правило, к северо-востоку, имея северо западное простирание. Вторичные изменения этих пород заключаются в значительной, ино гда почти полной их карбонатизации (доломитизации), альбитизации и соссюритизации пла гиоклазов, актинолитизации и последующей хлоритизации первичного пироксена. В приконтактовых зонах (скв. №4-Бобровая) мощных даек метадиабазы имеют порфировую структуру с вкрапленниками тех же плагиоклазов и пироксена (2-3мм).

Впервые метадиабазы на Среднем Тимане установил и изучил А.Б.Наливкин (1957 61гг.) в виде жил (даек) в верховьях р. Мезени.

Он отмечал, что лейкократовые их разновидности при метаморфизме превращаются в альбититы или спектиты, а меланократовые – в лампрофиры. В 1959г. среди жил лампрофи ров в верховьях р. Мезени нами были выделены порфириты (Черная и др., 1961г.).

На Вымской гряде Г.Ф.Проскурин и В.П.Липатов (1968г.) описали диабазовые, ба зальтовые и долеритовые порфириты по рр. Войвож, Лунвож и Изъель. Эти порфириты об разуют дайки протяженностью 4-5км и мощностью до 20м. Они хорошо выражены в магнитном поле в виде узких положительных аномалий Ta.

Простирание даек северо-западное и северо-восточное. Авторы датировали их возраст средним девоном.

Мы условно относим их образование к завершающим фазам байкальского магматизма на основании сходства петрографического состава изъельских и четласских пород.

В верхнем течении р. Лунвожа дайка пород основного состава имеет зональное строе ние и северо-восточное простирание.

Центральная ее часть (4-5м) сложена базальтовыми порфиритами средне- и крупно зернистыми, темно-серыми, массивными. От центра к периферии базальтовые порфириты сменяются диабазовыми порфиритами, образующими зону мощностью 3-4м. Перифериче ская часть дайки (приконтактовая) образована долеритовыми порфиритами темно-серого и зеленовато-серого цвета, мелко- и скрытокристаллическими. Общая мощность этой крутопа дающей (80-850) дайки составляет 20-25м.

Стратиграфия, литология и магматизм Проявления эффузивного магматизма основной ассоциации этого этапа установлены в виде метабазальтов, порфиритов, туфов и туффитов, вскрытых картировочными скважина ми на Четласском Камне (скв. №№5, 10- Бобровая, 2085 и др.).

Рис. 28. Характер субинтрузивных проявлений метадиабазов в верховьях р. Бобровой, по линии скв. №№ 2, Условные обозначения:

1 – кварциты с тонкими прослоями сланцев;

2 – переслаивание кварцито-песчаников, алев ролитов и сланцев;

3 – сланцы и алевролиты с тонкими прослоями кварцито-песчаников;

4 – метадиабазы;

5 – зона метосоматичеки измененных пород с редкометально редкоземельной минерализацией;

Метатуфы и метатуффиты представлены маломощными (до 3м) согласными телами среди пород нижней терригенной части разреза быстринской серии (рочугской = ворыквин ской свиты) в скв. №№5, 10.

Эти породы приурочены к зоне тектонического контакта пород быстринской и четласской серий (скв. №5), они интенсивно раздроблены и отличаются резким понижением электрического сопротивления (1000 ом) по сравнению с вышележащими породами быст ринской серии (5000-75000 ом) и нижележащими четласской серии (7500 ом).

В скв. №10-Бобровая на глубине 185,7-188,9м среди пород рочугской свиты нами установлены тонкие (10-15см) прослои зеленовато-серых пористых метаэффузивов, интен сивно карбонатизированных и пиритизированных, в значительной мере сложенных плагио клазами (альбититовый порфирит?). По тонким крутопадающим трещинам наблюдаются кварцево-карбонатные прожилки со сфалеритом, галенитом и пиритом. Прослои интенсивно измененных метаэффузивов (альбититов), а также примесь вулканогенного материала отмечены также в нижележащих кварцитовых породах аньюгской свиты. Примесь пеплового материала отмечена В.И.Графом (Пачуковский и др., 1978г.) и в составе метаморфических сланцев новобо бровской и визингской свит четласской серии в бассейне р. Бобровой (по шлифам).

Стратиграфия, литология и магматизм Ультраосновная ассоциация развита в центральной части Четласского Камня, глав ным образом в верхнем и среднем течении р. Косью, верховьях р. Мезени и среднем течении р. Бобровой. Представлены породы биотитовыми пикритами, кимберлитами и другими маг матическими породами, а также гидротермальными, пневматолито-гидротермальными и ме тасоматическими образованиями.

В.Г. Черный с соавторами (1968 г.) отнес проявления щелочно-ультраосновного ком плекса (ассоциации) к первому этапу магматизма и метаморфизма в западной структурно тектонической зоне, прошедшему 600-860млн. лет назад. Метаморфическими процессами этот комплекс пород, по его представлениям, был превращен в карбонатиты и связанные с ними жильные образования с редкометально-редкоземельным оруденением, а также лам профиры ультраосновного ряда. Вблизи карбонатитового Косьюского массива В. Г. Черный отмечает щелочные сиениты, установленные здесь А.Б.Наливкиным (1956-61гг.) и Ю.П.Ивенсеном (1964г.). Здесь же в 1981-83гг. работами под руководством В.Г.Черного бы ло установлено 6 даек пикритовых порфиритов и 5 кимберлитовых трубок, в одной из кото рых обнаружен мелкий осколок алмаза.

М.Н.Костюхин и В.И.Степаненко (1987) выделяют в центральной части Четласского Камня (Косьюский участок) щелочные пикриты и сформировавшиеся, как они отмечают, «в тесной структурной и временной связи с ними метасоматические карбонатиты, щелочные метасоматиты и гидротермальные гетит-полевошпатовые и кварц-гетит-гематитовые поро ды». Образование этого комплекса магматитов они относят к послескладчатому этапу, а воз раст оценивают в 590млн. лет (Андреичев, Степаненко, 1983). Вслед за А.И.Гинзбургом с соавторами (1978) косьюские карбонатиты они считают магматическими образованиями.

По результатам геологосъемочных работ м-ба 1:50000 (Пачуковский и др., 1978) мы в ультраосновной ассоциации выделяем пикриты и эруптивные брекчии. Пикриты установле ны на Косьюском, Ново-Бобровском и Мезенском участках. В среднем течении р. Косью они образуют трубчатое тело изометрической в плане формы (рис. (1.5) 4). Центральная часть трубки сложена эруптивной брекчией пикритовых порфиритов с ксенолитами вмещающих пород и крупными блоками более древних диабазов. Во внешней части трубка образована тектонической брекчией с пикритовым цементом. Неизмененные щелочные пикриты пред ставляют собой темно-серые порфировидные массивные породы. Н.А.Довжиков и Е.Г. Дов жикова (1989г.) среди пород дайковой серии выделили флогопитовые пикриты. В.П.Гриб с соавторами (1987) относят породы ультраосновной ассоциации Четласского Камня к щелоч но-ультраосновной формации эокембрийско-кембрийского этапа, а дайковые тела, силлы и жильные образования выделяют в карбонатитовый комплекс этой формации с возрастом (по K-Ar методу) в 550-635 млн. лет.

В верхнем течении р. Мезени Г.А.Еремой (1972г.) была выявлена аэромагнитная ано малия «Исток», которая при наземной проверке и дополнительных исследованиях при геоло гической съемке оказалась связанной с грушевидной трубкой, сложенной роговообманковым пикритовым порфиритом (рис. 29).

На этом участке одну из зон разломов северо-восточного направления мощностью 5м выполняет жильное тело пикритовых порфиритов. Интересно, что вмещающие трубку «Ис ток» и дайку порфиритов кварцито-песчаники интенсивно раздроблены и метасоматически изменены местами до щелочных сиенитов. В.И.Граф (Пачуковский и др., 1978) считает, что образование этих пород (сиенитов) происходило вблизи поверхности или на поверхности Земли, о чем свидетельствует весьма слабая степень раскристаллизации основной массы по роды.

В бассейне р. Бобровой (скв. №18) Ю.П.Ивенсеном (1964) были установлены относи тельно свежие породы ультраосновного состава, состоящие из серпентинизированного оли вина (до 20%), титан-авгита (до 44%), биотита и мелких зерен пироксена в биотите.

Ю.П.Ивенсен считал эти породы близкими к пикриту и харризиту, но из-за обилия биотита назвал их биотитовыми пикритами.

Эруптивные брекчии (жильные кимберлиты) Косьюского участка были изучены по Стратиграфия, литология и магматизм нашим пробам (Плякин и др., 1968) Ю.Д.Смирновым (ВСЕГЕИ), который определил их как пикритовые порфириты. М.И.Осадчук (1960) описал эруптивные брекчии аналогичного со става на Ново-Бобровском участке (скв. №№14, 20).

Рис. 29. Трубчатое тело биотитовых пикритов Условные обозначения:

1, 2 по В.И. Графу (Пачуковский и др., 1968) в верховьях р. Мезени (участок «Исток»);

3 – зона дробления;

4 – кварциты и сланцы;

5 – линии тектонических нарушений В.Г.Черный (1965) в щелочно-ультраосновной формации выделил две субформации:

1)ультраосновных интрузий и 2)проблематичную кимберлитовых трубок. Ко второй суб формации он отнес эруптивные брекчии и пикриты Косьюского рудного поля.

В.И. Степаненко (1978) среди щелочно-ультраосновных пород выделил две возраст ные группы. К первой он отнес маломощные (2-3м) дайки северо-восточного простирания, сложенные массивными и брекчированными разновидностями. Во второй группе дайки об ладают несколько большей мощностью (до 5-8м) и сложены роговообманковыми породами, близкими к дамкъеритам. Они характеризуются также массивной и брекчиевидной тексту рой. Породы второй группы развиты в бассейне рр. Косью, Мезени (в верховьях) и Бобровой (среднее течение). Прежде они были описаны как пикритовые порфириты, биотитовые пикриты и эруптивные брекчии. Породы первой группы развиты на всей площади Четлас ского Камня и были ранее описаны как разнообразные лампрофиры в виде маломощных (0,5-2,5м) даек. Как правило, они представляют собой измененную процессами метасоматоза Стратиграфия, литология и магматизм и, возможно, гипергенными процессами глинисто-охристую ожелезненную породу желтова то-зеленого, буровато-зеленого и желто-бурого цвета с вкрапленниками (до 2мм) плагиокла зов и эгирина, обогащенную хлоритом и лейкоксеном. Ю.П.Ивенсен (1964) относил лампрофиры Четласского Камня к меланократовым разностям типа шонкинитов бекинкинитов. М.И.Осадчук (1960) относит лампрофиры Среднего Тимана к мончикитам и камптонитам, содержащим оливин, а также к безоливиновым мончикитам - фурчитам.

Постмагматические проявления байкальского магматизма представлены карбонати тами, плагиоклазитами, альбит-эгириновыми, кварцево-карбонатно-полевошпатово эгириновыми, кварцевыми и карбонатными жильными породами, несущими редкометально редкоземельное оруденение. К метасоматическим образованиям относятся и карбонатно полевошпатовые породы Щугорского участка (месторождения бокситов), явившиеся суб стратом для образования латеритных бокситов. М.Н.Костюхин, В.И.Степаненко (1987), а также другие геологи (Беляев, Лихачев и др.) считают, что эти метасоматиты образовались по карбо натным породам рифейского возраста. Нам представляется, что исходной породой для этих ме тасоматитов явились, возможно, массивы пород основного состава (типа диабазов).

На Южном Тимане магматические образования относятся к гранитному и диабазово му комплексам. Гранитный комплекс представлен порфировидными двуслюдяными грани тами по скв. 12-В. Чуть (Сердюченко, 1959). Они вскрыты на глубине 420м. В биотите Д.П.Сердюченко наблюдал ромбовидные включения радиоактивного оранжита макинтошита. В скв. №№1, 4-Изкось-Гора установлены порфировидные кварцевые сиениты и кварцевые монцониты (Калюжный, 1959).

М.Н.Костюхин и В.И.Степаненко (1987) приводят сведения (по материалам Ф.Я.Волочаева) о метадиабазах района Очпармы (скв. №810), прорывающих рифейские сланцы и перекрытых девонскими терригенными породами. Эти метадиабазы сильно мета соматически изменены и характеризуются зональным строением: внутренняя часть тела сложена лейкократовыми габбро-диабазами с гипидиоморфнозернистой и элементами мик ропегматитовой структуры. У лежачего контакта породы представлены диабазами с диабазо вой структурой, сложенными соссюритизированным андезин-лабрадором (до 30%), клинопироксеном, замещаемым уралитом (до 30%), вторичными карбонатами (до 10%), руд ным минералом и апатитом (до 10%).

Каледонский (?) магматический комплекс известен в северной части Вымской гряды и представлен серией трубчатых тел, сложенных кимберлитами. Вопрос о формационной при надлежности и возрасте этих пород остается дискуссионным. Породы этого этапа магматиз ма установлены в Умбинской, Средненской и Водораздельной трубках, открытых в 1977г.

В.И.Граф (1982) считает их одновозрастными с породами щелочно-ультраосновного состава (ассоциации) Четласского Камня и образующими с ними единую формацию. Умбинская трубка перекрыта позднедевонскими терригенными отложениями. Уран-свинцовым методом (по циркону) возраст этих пород определен в 400млн. лет (Савченко и др., 1990). По флого питу из пород Средненской трубки возраст составил 390млн. лет (K-Ar метод, Бакулина, 1986). На основании этих определений Б.А.Мальков (1995) датирует их возраст эмским ве ком раннего девона.

В.П.Гриб, В.А.Скрипниченко и В.С.Щукин (1987) умбинский комплекс щелочных ультрамафитов датируют средне-позднедевонско-раннекаменноугольным интервалом вре мени и считают их одновозрастными с кумушкинским эффузивным комплексом базальт долеритовой формации.

Мы полагаем, что эти проявления представляют собой переходную фазу между уль траосновным байкальским магматизмом Четласского Камня и основным герцинским магма тизмом Среднего Тимана, и мы выделяем его условно в каледонский этап тектоно магматической активизации на Тимане.

В.И.Граф (1982) выделил в кимберлитовом раннепалеозойском магматизме три фазы:

собственно интрузивную – кимберлитовую, эруптивную и эксплозивную.

Кимберлиты представляют собой темно-серую с голубым или зеленоватым оттенком Стратиграфия, литология и магматизм массивную, интенсивно измененную породу, состоящую из микролитов кальцита, хлорита, боулингита (сапонита), серпентина и рудного минерала, а также мелилита (до 15-20%) и флогопита. Мелилит замещается сапонитом и пренитом. Вкрапленники представлены псев доморфозами серпентина, боулингита и хлорита по оливину и пироксену, а также гранатом пироп-альмандинового ряда. В кимберлитах Умбинской трубки установлен обломок кри сталла алмаза размером 0,47 х 0,35 х 0,2мм (Айбабин, 1982г.). Для кимберлитов характерны низкие содержания кремнезема (25-35%) и высокие – магнезии (до 23%).

Б.А.Мальков определяет эти породы как оливиновые мелилититы (1993) или альне иты (1995), основная масса которых сложена агрегатом псевдоморфоз по мелилиту, флого питом и перовскитом, погруженными в микрозернистую массу сапонита, серпентина, хлорита, карбоната и магнетита. Во вкрапленниках он отмечает серпентин-карбонатные ме таморфозы по оливину и флогопиту. Ксенолиты глубинных (мантийных) пород представле ны эклогитами, пироповыми перидотитами, оливинитами, дунитами, слюдитами и гранатитами. Он также отмечает в массивных породах Умбинской трубки высокое содержание пиропов (0,388%) и хромшпинелидов (0,047%) и относительно низкие содержания магнетита (0,02%). По данным Н.А.Айбабина (1982), содержание пиропов в них составляет до 1,53 кг/т, а хрошпинелидов – до 732 г/т. Массивные кимберлиты установлены в Умбинской трубке, где они сохранились в виде маломощной дайки, в значительной мере уничтоженной более поздними фа зами этого магматизма. Б.А.Мальков (1995) описывает массивные кимберлиты и в Водораздель ной трубке.

Внедрение кимберлитов в первую фазу девонского магматизма отмечает и В.М.Пачуковский (1985г.). Он называет их безмикролитовыми кимберлитами порфировид ной структуры, в которых вкрапленники оливина замещены серпентин-карбонатным агрега том, а основная масса превращена в серпофит, сапонит, карбонат и хлорит. Из включений глубинных образований он отмечает эклогиты, слюдиты, пироповые перидотиты и ксено кристаллы пиропа, хрошпинелидов, оливина, пикроильменита и хромдиопсида.

Эруптивная фаза представлена эруптивной брекчией, содержащей оплавленные ксе нолиты кварцито-песчаников, алевролитов и сланцев, а также графитизированных эклогитов.

Кимберлиты в составе брекчии микролитовые, состоят более чем наполовину (до 80%) из мелилита с тонкозернистым агрегатом сапонита, серпентина и карбоната. Эруптивные брек чии известны во всех вскрытых трубках, при этом в Средненской трубке они образуют эл липсовидное тело диаметром 60м северо-северо-западного простирания и содержат до 50% ксенолитов вмещающих пород. В этой трубке отсутствуют мантийные включения и хромдиоп сид, очень мало пиропа и хромшпинелидов. По данным Б.А.Малькова (1995), для этих пород ха рактерны высокие содержания магнетита (0,2%), единичные знаки пиропа и очень низкое содержание хромшпинелидов (0.001-0,003%) при высоком содержании лейкоксена (0,059%).

Эксплозивная фаза представлена также кимберлитовой брекчией, содержащей до 90% оплавленных ксенолитов вмещающих пород и кимберлитов ранней фазы, сцементированных тонкозернистым агрегатом серпентина и сапонита, кальцита и хлорита. В отличие от эруп тивной брекчии в эксплозивной отмечены периферийные зоны закалки. Породы этой фазы установлены во всех известных трубках Умбинского поля.

Все вскрытые тела кимберлитов Вымской гряды имеют трубчатую или близкую к ней форму. Умбинская трубка имеет размеры 150 х160м, Средненская – 60 х35м, а Водораздельная состоит из двух тел, одно из которых диаметром 55м, а второе – размером 10 х50м.

Б.А.Мальков (1995) приводит описание четвертой – Базальтовой трубки, обнаруженной в верховьях р. Светлой. Эта изометрическая трубка диаметром 200м сложена базальтовой туфоб рекчией с ксенолитами (60-65% объема) сланцев, кварцито-песчаников и базальтов.

При проведении аэромагнитных и наземных магнитных исследований кимберлитовые трубки выражаются слабомагнитными аномалиями. Над Умбинской трубкой была установ лена аэромагнитным методом аномалия интенсивностью 40, над Средненской – 20, а над Во дораздельной 25. При наземной заверке интенсивность этих аномалий резко увеличилась и составила: по Умбинской трубке 150, Средненской – 400, Водораздельной - 560. Эти дан Стратиграфия, литология и магматизм ные свидетельствуют о сравнительно неглубоком залегании аномалеобразующего объекта.

Возможно, к каледонскому этапу магматизма относятся выявленные на Южном Ти мане породы, слагающие штокверкообразную минерализованную зону дробления Вадьявож ского поднятия. В ней развиты брекчированные породы, состоящие из дресвы и щебня сланцев, кварцитов, кварцито-песчаников, аргиллитов, конглобрекчий, сцементированных же лезисто-глинистым цементом и пронизанных сетью разно ориентированных прожилков, обра зованных кварцем и эпидотом. По заключению А.Я. Рыбальченко, эти породы являются туффизитами, в которых обнаружены (в выветрелой части) гранат (альмандин), хромшпине лид, диопсид и др. минералы. Во всяком случае, генетическая связь этих пород с проявления ми послебайкальского магматизма кажется очевидной.

Герцинский магматический комплекс проявился в пределах всего Тимана, при этом особенно широко его результаты наблюдаются на Северном Тимане, где выделяется несколько покровов базальтов, разделенных туфогенно-осадочными образованиями и зани мающих огромные площади.

Основные породы Северного Тимана представлены 2 – 4-мя покровами базальтов, разделенных вулканогенно-осадочными и осадочными породами, а также силлами и дайками долеритов. Покровы отличаются зональным строением и имеют мощность до 160-170м (р.

Большая Светлая). В вертикальном разрезе зонального покрова Е.В.Настасиенко (Плякин и др., 1971г.) выделяет три зоны (снизу вверх): массивных базальтов, миндалекаменных и ман дельштейнов, а покровы сложного строения, по его данным, имеют неоднородный состав и состоят из самостоятельных базальтовых тел в виде потоков, округлых блоков или участков шаровых лав, границы между которыми чаще всего постепенные. По составу здесь выделя ются долерито-базальты, палагонитовый и толейитовые базальты, мандельштейны, витроба зальты и гиалобазальты. В районе мыса Б.Румяничного Л.С.Коссовым в составе базальтов отмечен анальцим. Л.Т.Белякова с соавторами (1973) относит базальты Северного и Средне го Тимана к оливиновым габбро-платобазальтам, а мандельштейны по особенностям хими ческого состава они считают промежуточными образованиями между муджиеритами и кварцевыми габбро. В отличие от базальтов Среднего и Южного Тимана северотиманские базальты несколько более магнитны.

На Канине полуострове герцинские породы основного состава представлены двумя покровами, залегающими непосредственно на отложениях докембрия, силура и пашийского горизонта верхнего девона. Это массивные долериты со следами вулканического стекла и ман дельштейны с крупными (до 12-15мм) миндалинами хлорита, кальцита, редко – халцедона.

В юго-восточной части полуострова Канина В.М.Пачуковский с соавторами (1968) описали вертикальные дайки герцинских диабазов мощностью от 18 до 25м.

Средний Тиман испытал на себе герцинскую магматическую активность в несколько более ограниченных масштабах. Большинством исследователей ее проявления относятся к сложно построенной трапповой формации. В.П.Пономарев(1966, 1968) и М.И.Осадчук (1979) выделяли в разрезе этой формации 3 базальтовые покрова, о двух покровах писала Л.Т.Белякова (1982). Еще слабее этот магматизм проявился на Южном Тимане. Он изучался здесь В.А.Калюжным (1959, 1982), З.И.Цзю (1976) и др. З.И.Цзю по горным выработкам ярег ских нефтешахт отмечал, что «на общем фоне единого покрова базальтов местами выделяется два, а в скважинах Ухтинского района можно встретить и три покрова базальтов». Наряду с покровными образованиями здесь многочисленны субинтрузивные проявления диабазов, а также эксплозивные – туфов и туффитов раннефранского возраста. В.Г.Черный (1965) в соста ве базальтовой трапповой формации выделял две субформации: а)собственно базальтовую (ба зальты и диабазы) и б)туфогенно-осадочную (туфы, туффиты, туфопесчаники).

В.И.Граф (1978) рассматривает герцинский вулканизм на Среднем Тимане как мно гофазный, в котором можно уверенно говорить о трех (субинтрузивной, эксплозивной и эф фузивной) фазах. Наиболее широко проявления герцинского магматизма распространены в бассейне рр. Мылы, Печорской Пижмы, Умбы, в районе оз. Ямозера, а также в верхнем тече нии рр. Мезени, Ворыквы, Вежаю, Павьюги и др.

Стратиграфия, литология и магматизм Субинтрузивная фаза магматизма представлена силлами, дайками и некками долери тов, диабазов, базальтовых порфиритов, гиалобазальтов, афанитовых и миндалекаменных базальтов. В.И.Граф (Пачуковский и др.,1978) описал в составе этой фазы туффизиты. Он высказал мнение о широком развитии практически повсеместно на Среднем Тимане пласто вых тел (силлов), отмечая при этом наличие активных нижнего и верхнего контактов в этих телах, выраженных зонами обжига и многочисленными миндалинами хлорита, карбоната и кварца. В.М.Пачуковский (1985) считает, что внедрение силлов происходило на границах ли тологических разностей осадочных пород. Однако имеются случаи (и не одиночные) располо жения этих тел внутри однородной толщи горных пород. По нашему мнению, этими геологами сильно преувеличена роль силлов в составе этой формации, а обилие миндалин хлорита, каль цита и кварца (часто халцедона) свидетельствует о принадлежности некоторой части соглас ных тел трапповой формации к покровным эффузивным образованиям, аналогичным базальтовым потокам или покровам Северного Тимана, тем более, что в некоторых разрезах они подстилаются и (или) перекрываются толщами туфов. Мощность силлов изменяется от первых метров до 10м, в верховьях р. Цильмы В.С.Юдин (1981) отметил силл мощностью до 30м при площади его тела 6,5 х 9,0км. Этот силл располагается ниже основного Валсовского по крова базальтов, занимая положение во второй терригенной толще пашийско-кыновских отло жений. В зоне верхнего контакта В.С. Юдин описал зону брекчирования, ороговикования, окварцевания, карбонатизации и хлоритизации пород. В.И. Граф (Пачуковский и др., 1978) вы сказал мнение о наличии в дайках и приконтактовых зонах силлов разновидности субинтру зивных базальтоидов, названных им брекчиевидными туффизитами. В их составе отмечены обломки гиалобазальтов (до 80-90%), базальтов и обломочного материала. Цементирующая масса породы – базальт или туфобазальт, а также вещество, состоящее из хлорита, кальцита, цеолита и др. минералов. Он также отметил метасоматические изменения этих пород с образо ванием гнезд и секущих прожилков микроклина и альбита. Характерно почти повсеместное присутствие в породах палагонита. Дайки долеритов имеют протяженность до 50км, северо восточное, меридиональное и северо-западное простирание и мощность до 10м. Как правило, это крутопадающие тела (80-900). По составу чаще они аналогичны пластовым телам.

В верховьях р. Цильмы В.С.Юдин (1981) описал зональное строение одной из таких даек, сложенной в центральной части тела среднезернистыми диабазами, которые к периферии заме щаются мелкозернистыми, а на контакте с вмещающими породами – афанитовыми диабазами.

В верховьях р. Ворыквы (скв. 524) вскрыта дайка метасоматически измененных пород основного состава (долеритов?), рассматриваемая В.И.Графом в качестве жильного образо вания. Это крутопадающее тело сложено породами, первоначально названными нами пла гиоклазитами. Детальное изучение этих пород Б.А.Мальковым и В.И.Графом показало, что они представляют собой микроклиниты, состоящие из микроклина (адуляра, 80-90%), хлори тоида, хлорита, серицита и скаполита. По заключению названных выше геологов эти породы по составу отвечают аплитовидным щелочным сиенитам или калиевым бостонитам с содер жанием K2O до 15,6% и повышенным количеством лейкоксена, сфена и ильменита. Они со держат обломки метасоматически измененных бокситов (диаспор-корундовые разновидности) и известковых сланцев. Радиологический возраст микроклинитов составляет 285-330 млн. лет (K-Ar метод, Ин-т геологии КФАН СССР).

Эксплозивная фация представлена туфами и туффитами, переслаивающимися с оса дочными терригенными породами верхнего девона. Как правило, в этих отложениях также присутствует примесь вулканогенного материала.

Туфогенный материал сильно различается по размеру зерен: от пепловых частиц до песчаных и гравийных (до 2см), а также встречаются вулканические бомбы. Состав облом ков в туфах разнообразен: базальты, диабазы, туфы, кварциты, песчаники, различные по со ставу сланцы и доломиты, а также обломки кварца, плагиоклаза, пироксена, магнетита, ильменита и др.

Туфы и туффиты широко развиты на Вежаю-Ворыквинской площади, где они вскры ты многочисленными скважинами (№№576, 577, 580, 1268, 1806, и др.). Так, по скв. № Стратиграфия, литология и магматизм непосредственно на базальтах залегают пестроцветные мелкопористые (2-3мм) туфы, в кото рых пористость достигает 27-28% при плотности породы 1,98-2,0 г/см3, перемежающиеся с мелкими потоками базальтов, что свидетельствует о пульсационном характере извержений герцинского магматизма.

Рис. 30. Сложно построенный покров герцинских базальтов на Северном Тимане (р. Сула).

Зарисовка Е.В. Костаменко, 1970.

Рис. 31. Дайка и прокровное тело пород основного состава в верховьях р. Ворыквы.

Зарисовка А.М. Плякина, 1966.

Условные обозначения:

1 – базальты;

2 – кварциты PR2;

3 – доломитизированные известняки PR2;

4 – места заложения канав Аналогичные туфы мощностью 3м вскрыты скв. №580. В составе туфогенной толщи В.И. Граф (Пачуковский и др., 1978) выделил агломератовые туфы (30-200мм), туфы (0,1 30мм), агломератовые туффиты и туффиты, туфогенные валунные конгломераты и глыбовые Стратиграфия, литология и магматизм брекчии (более 200мм), туфогенные: конгломераты и брекчии (10-200мм), гравелиты и брек чии (1-10мм), песчаники (0,1-1,0мм), алевролиты (0,01-0,1мм) и аргиллиты (менее 0,01мм).

Широким развитием туфогенные отложения пользуются в северной части Вымской гряды, а также в бассейне р. Мезенской Пижмы. Эффузивная фаза наиболее широко распространена на Тимане, занимает огромные площади. Образования этой фазы представлены лавовыми покровами базальтов, афанитовых базальтов и мандельштейнов. В отличие от субинтрузив ных пород эффузивные резко отличаются слабой степенью раскристаллизации вулканиче ского стекла. Возраст этих пород (K-Ar метод, Улан-Удэ) составляет 245-381 млн. лет.

В.И. Граф все базальты Среднего Тимана отнес к одному Валсовскому покрову, мощ ность которого оценивается в верховьях р. Цильмы в 16-35м (Юдин, 1981). Представлены породы покрова миндалекаменными базальтами с ксенолитами оплавленных песчаников.

Несколько севернее В.И.Шляхов (1974) наряду с миндалекаменными наблюдал также мас сивные покровные базальты с мелкошаровой и скорлуповатой отдельностью, иногда – с пло хо выраженной столбчатой. Жеоды и миндалины в базальтах выполнены халцедоном (агат), кварцем (горный хрусталь, аметист, морион) и кальцитом. В мелких миндалинах часто наблюдаются хлорит, анальцим и цеолиты. Кроме того, в базальтах отмечены мелкие линзы и гнезда (до 30х 40см, устье р. Каменки) барита. В верховьях р. Мутной В.И.Шляхов выде лил 3 покрова базальтов, разделенные прослоями песчаников.

В пределах Четласского Камня базальты развиты узкой полосой северо-западного простирания, приуроченной к зонам разломов и обнажены на водоразделе рр. Павьюги и Во рыквы, а далее к северо-западу – в районе оз. Ямозера, верхнего течения рр. Цильмы и Мылы с притоками. Мощность тел покровных базальтов достигает 30-50м.

А.Е. Цаплин (Пачуковский и др., 1985) отметил 45-метровую вулканогенную толщу на Обдырской площади. Верхняя часть этой толщи сложена туфами небольшой мощности.

Среднетиманские базальты зеленовато-черные, мелко- и среднезернистые, часто афа нитовые, с миндалинами хлорита. В верхней части покрова породы часто миндалекаменные.

Миндалины и жеоды размером до 10см имеют концентрически зональное строение: в центре обычно располагается кальцит, далее к периферии – кварц, а периферическая часть сложена агатом или халцедоном. В базальтах многочисленны тонкие прожилки кварцево-кальцитового состава. По химическому составу они отличаются повышенным содержанием SiO2 (48,3-53,5%), пониженным содержанием MnO (0,04-0,12%) и щелочей (сумма щелочей – 2,15-5,2%).

В.Г.Черный (1973) отмечает резкое преобладание на Среднем Тимане эксплозивной фации. Он характеризует базальты этого района как контрастно щелочные породы (содержа ние щелочей до 12-15%) при преобладании калия над натрием и резко пониженным содер жанием магния. По нашим материалам, практически по всем пробам неизмененных базальтов в их составе преобладает натрий над калием, а в выветрелых это соотношение из меняется на обратное.

В.С.Юдиным и Н.Ф. Ивановым (1972), а также Н.В. Опаренковым (1988) вслед за В.А.Калюжным (1982) и З.И.Цзю (1976) в пределах Ухтинской антиклинали отмечено от од ного до трех пластовых тел базальтов массивного и миндалекаменного сложения с ясным го рячим нижним контактом. Мощность их изменяется от 10 до 35м. Вверх по разрезу базальты сменяются сначала базальтовыми туфами, а еще выше – туффитами, в верхней части слоя туффитов на Ярегской площади встречаются вулканические бомбы базальтового состава, ла пилли, вулканический пепел и агаты (В.А.Калюжный, 1982).

1.6. Геохронология метаморфизма и магматизма докембрийского фундамента Докембрийский фундамент Канино-Тиманского региона сложен в различной степени метаморфизованными осадочными и магматическими породами различного состава и воз раста. В эволюции региона имели место неоднократные проявления магматизма и метамор физма. Возраст этих процессов всегда интересовал исследователей региона.

Начало геохронологическим исследованиям было положено в 1960 году Стратиграфия, литология и магматизм Ю.П.Ивенсеном, получившим первые калий-аргоновые датировки по метаморфическим и магматическим породам п-ова Канина и Северного Тимана (Ивенсен, 1960).

Дальнейшие работы также базировались на калий-аргоновом методе и лишь в конце 90-х годов были опубликованы первые результаты рубидий-стронциевого датирования пород фундамента Северного Тимана (Андреичев, 1998). К настоящему времени получены новые рубидий-стронциевые данные по некоторым объектам п-ова Канина, свинец-свинцовые да тировки по единичным кристаллам циркона из северотиманских магматитов, но до сих пор для многих объектов Канино-Тиманского региона суждения о возрасте основываются лишь на результатах калий-аргонового датирования.

Полуостров Канин. Докембрийский разрез фундамента п-ова Канина представлен терригенным комплексом, состоящим из трех серий (снизу вверх): микулкинской, тарханов ской и табуевской, условно относимых к нижнему, среднему и верхнему рифею соответ ственно (Гецен, 1971, 1975, 1987;

Верхний докембрий..., 1986;

Рифей..., 1987).

В последнее время появилась иная версия возраста, предлагаемая В.Г.Оловянишниковым (он же Гецен). Согласно ей, микулкинская и тархановская серии от носятся к верхнему рифею, а табуевская серия датируется поздним рифеем и ранним вен дом(?). В последнем случае под верхним рифеем автором принимается та часть “... разреза верхнего рифея, которая ранее выделялась в самостоятельное подразделение под названием “терминальный рифей, или кудаш” (Оловянишников, 1998, с. 117). Автор не уточняет вре менной интервал, но, по-видимому, он составляет 700-680 млн. лет (Всесоюзное совещание..., 1977) или же верхняя граница имеет возраст 650 млн. лет, соотетствующий нижней границе вен да (Новая стратиграфическая шкала..., 1991).

Отложения всех серий в ходе геологической эволюции претерпели региональный ме таморфизм, имеющий в пределах п-ова Канина зональный характер (Гецен, 1975, 1987).

Степень метаморфизма понижается от кианит-альмандин-мусковитовой субфации амфиболитовой фации до мусковит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации, и в об щем плане метаморфизм пород микулкинской серии отвечает амфиболитовой фации, тарха новской – эпидот-амфиболитовой и табуевской – зеленосланцевой.

В метаморфическом комплексе п-ова Канина, а также Северного Тимана И.П.Новицким (1976) выделены три зоны, каждая из которых характеризуется своими пара метрами метаморфизма. Низкотемпературная зона (Робщ = 1-3 кбар, Т = 300-500°С) соответ ствует зеленосланцевой фации;

среднетемпературная зона (Робщ = 3-5 кбар, Т = 500-600°С) – эпидот-амфиболитовой фации и ставролит-альмандиновой субфации амфиболитовой фации;

высокотемпературная зона (Робщ = 5.5-8 кбар, Т = 600-725°С) – кианит-альмандин мусковитовой и силлиманит-альмандин-ортоклазовой субфации амфиболитовой фации.

Температуры, при которых происходили метаморфические преобразования, в боль шинстве случаев превышают пороговые температуры закрытия калий-аргоновой изотопно геохронометрической системы в минералах, используемых при изотопном датировании, да же таких как амфибол, поэтому трудно ожидать, что процессы регионального метаморфизма не исказят возрастную информацию о первичных метаморфических преобразованиях, наиболее приближенных ко времени осадконакопления, и на основании которых можно су дить о вероятном геологическом возрасте стратиграфических подразделений.

Изотопными датировками охарактеризована лишь микулкинская серия.

Имеющиеся к настоящему времени минеральные калий-аргоновые возрастные опре деления приведены в табл. 2 и представлены графически на рисунке, на котором отчетливо выражен асимметричный максимум на уровне 525 млн. лет, образуемый датировками по му сковитам.

Пологий склон, обращенный в сторону более древних возрастов, может свидетель ствовать как о вторичности события с возрастом 525 млн. лет, так и о более ранних процес сах, имевших место в ходе эволюции региона. Обращает на себя внимание приуроченность ряда.

Стратиграфия, литология и магматизм 2. Погрешности возраста (±2) даны для определений, полученных в Институте гео логии Коми филиала АН СССР методом изотопного разбавления с применением в качестве индикатора моноизотопа 38Ar на основании параллельных анализовдатировок к 700 млн. лет, которые, возможно, отражают возраст регионально-метаморфических преобразований.

В пользу такого предположения говорит и рубидий-стронциевая изохронная датиров ка по сланцам, равная 809±10 млн. лет (Андреичев, Ларионов, 2000).

Стратиграфия, литология и магматизм Таблица 2. Результаты калий-аргонового датирования метаморфических пород микулкинской серии Не исключено, что для отложений микулкинской серии эти преобразования носили Стратиграфия, литология и магматизм регрессивный характер, на что указывает калий-аргоновая датировка, равная 970 млн. лет.

Если это так, то позднерифейский возраст микулкинской серии исключается, поскольку нижняя граница позднего рифея соответствует 1000 млн. лет, и она должна датироваться, по крайней мере, средним рифеем.

Магматические образования фундамента п-ова Канина представлены диабазами, мон цонитами, двуслюдяными гранитами, щелочными габброидами и пегматитами.

Из магматических пород наиболее древними являются диабазы, которые интрудиру ют отложения всех серий.

В зависимости от положения в метаморфической зональности их преобразования из меняются от зеленосланцевой фации до амфиболитовой. В последнем случае они представ ляют собой ортоамфиболиты состава: роговая обманка + андезин + клиноцоизит + биотит, замещающий роговую обманку, + гранат.

Преобразования диабазов в условиях зеленосланцевой фации выражаются в деанорти зации плагиоклаза, образовании уралитовой роговой обманки, актинолита и иногда биотита и хлорита. Калий-аргоновые минеральные датировки имеются по метабазитам, прорываю щим отложения микулкинской и тархановской серий. Возраст амфиболов из ортоамфиболи тов микулкинской серии составляет 790 млн. лет (обр. №56: К = 0.44%, 40Arрад = 30.16 нг/г) и 725 млн. лет (обр. №55/1: К = 0.43%, 40Arрад = 26.45 нг/г;

оба образца из коллекции автора), а тархановской серии – 670 млн. лет (обр. №24/6: К = 0.41%, 40Arрад = 23.10 нг/г;

коллекция В.Г.Оловянишникова). Этого же уровня достигают и калий-аргоновые датировки по породе в целом, причем и по метадиабазам, прорывающим отложения табуевской серии (обр. №1: t = 750 млн. лет, К = 2.8%, 40Arрад = 181.3 нг/г;

коллекция В.Г.Оловянишникова).

Такая пруроченность датировок как по сланцам, так и по метабазитам к интервалу 800-670 млн. лет вряд ли случайна и поэтому позволяет сделать более уверенное предполо жение о том, что это наиболее вероятное время проявления регионального метаморфизма. В таком случае время образования диабазов остается неизвестным, но событие имеет явно бо лее древний возраст. Кроме того, датировки ставят под сомнение геологический возраст вмещающих отложений, предлагаемый В.Г.Оловянишниковым (1998). Особенно это показа тельно для табуевской серии.

В поле распространения микулкинской серии на юго-восточном побережье Чешской губы, в районе мыса Микулкина, развиты пегматиты. Они отмечаются и в пределах тарха новской серии на участке, расположенном в районе устья ручья Тарханова (Ивенсен, 1964).

По соотношению с метаморфогенными и складчатыми структурами пегматитовые жилы не являются одновозрастными. Ю.П.Ивенсен (1964) выделял две группы жил, а М.Н.Костюхин (Костюхин, Степаненко, 1987) три генерации. К первой, наиболее древней, относятся синме таморфические, доскладчатые жилы, ко второй – постметаморфические, доскладчатые, и к третьей – постметаморфические, постскладчатые.

Дискретность пегматитообразования находит отражение в геохронологических дан ных (табл. 3), имеющихся только для района мыса Микулкин.

Самые древние цифры приурочены к интервалу, интерпретируемому по сланцам и метабазитам как время проявления процессов регионального метаморфизма, что можно расце нивать как свидетельство синхронизации этих процессов с началом пегматитообразования.

Внедрение последующих генераций пегматитов, по-видимому, приурочено к 600 и млн. лет. Характерно, что к последнему рубежу тяготеет основная масса датировок по мускови там из сланцев микулкинской серии. В северо-западной части п-ова Канина (приустьевые ча сти рек Большой и Малой Пидерцелхи и ручья Гнилого) выходят на поверхность двуслюдяные граниты с жильной фацией пегматитов и аплитов, монцониты (сюда же отно сятся сиениты и монцогаббро), щелочные габброиды и одно тело ортоамфиболитов. Вмеща ющими являются отложения табуевской серии, метаморфизованные на данном участке в условиях амфиболитовой фации, что не характерно для этой серии. Ее отложения практиче ски повсеместно испытали лишь зеленосланцевые изменения.

Таблица Стратиграфия, литология и магматизм Результаты калий-аргонового датирования пегматитов района мыса Микулкин № Номер Минерал К, 40Arрад, Возраст, Источник, п.п. образца мас. % нг/г млн. лет автор коллекции 300в Мусковит 7.54 Ивенсен, 1 383.67 615 (625) 300и Мусковит 7.43 Ивенсен, 2 339.77 562 (570) 354в Мусковит 8.15 Ивенсен, 3 356.90 542 (560) Мусковит 6.79 Ивенсен, 4 357 273.31 510 (525) КПШ М.Н.Костюхин 5 6 8.64 332.81 485± 73а Мусковит 8.22 М.Н.Костюхин 6 398.50 591± 75б Мусковит 8.23 М.Н.Костюхин 7 364.76 547± КПШ М.Н.Костюхин 8 76 10.80 524.80 592± Мусковит 8.88 М.Н.Костюхин 9 -”- 435.81 597± Мусковит 8.40 М.Н.Костюхин 10 77 367.17 541± КПШ М.Н.Костюхин 11 80 11.20 433.94 487± Мусковит 8.67 М.Н.Костюхин 12 -”- 373.24 534± КПШ М.Н.Костюхин 13 82 11.56 466.15 504± Мусковит 8.35 М.Н.Костюхин 14 -”- 373.68 552± Мусковит 8.40 М.Н.Костюхин 15 87 384.85 563± КПШ М.Н.Костюхин 16 88 8.60 300.32 444± КПШ М.Н.Костюхин 17 95 8.57 388.95 559± Мусковит 8.40 М.Н.Костюхин 18 100 554.24 765± Мусковит 8.40 М.Н.Костюхин 19 105 357.98 529± Биотит М.Н.Костюхин 20 556 8.03 295.95 466± Биотит М.Н.Костюхин 21 563 7.48 313.80 522± КПШ В.Г.Оловянишников 22 994 12.00 461.50 484± Мусковит 8.89 В.Г.Оловянишников 23 -”- 366.80 515± Биотит Б.А.Остащенко 24 5103-4 4.80 274.90 680± Мусковит 8.67 Б.А.Остащенко 25 5167 372.40 533± По геологическим данным магматиты постметаморфические, что подтверждется ру бидий-стронциевыми изохронными датировками. Возраст монцонитов составляет 594± млн. лет при значении первичного отношения стронция (87Sr/86Sr)o = 0.70492±0.00015, а гра нитов – 513±10 млн. лет при (87Sr/86Sr)o = 0.721±0.003, то есть по геохронологическим дан ным магматиты разновозрастны. Возраст гранитов практически совпадает с калий-аргоновой датировкой по амфиболу из ортоамфиболита, расположенного в 250 м от гранитов (обр.№31: t = 521±31 млн. лет, К = 0.20%, 40Arрад = 8.37 нг/г;

коллекция автора). Вполне допусти мо, что цифры отражают одновременное проявление магматизма и связанного с ним контак тового метаморфизма пород рамы. Обращает на себя внимание коррелируемость полученных возрастов с калий-аргоновыми датировками по пегматитам мыса Микулкина.

По щелочным габброидам геохронологических данных нет.

Северный Тиман. Докембрийские осадочно-метаморфические образования фунда мента представлены двумя пространственно обособленными геологическим телами: чешской свитой и барминской серией.

Чёшская свита (Ермоленко, Соболев, 1978) сложена двуслюдяными гранат ставролитовыми сланцами, вскрытыми скв. 112 в нижнем течении р. Песчанки на глубине 378.2-404.3 м. По геофизическим данным (Первая находка..., 1979) их ориентировочная мощность достигает 1000 м при площади распространения около 600 км2. По особенностям минеральных ассоциаций породы относятся к ставролит-альмандиновой субфации амфиболи товой фации (О значении..., 1978;

Первая находка..., 1979). Сланцы свиты с размывом и угловым несогласием перекрываются верхнедевонскими терригенными отложениями. Геологические взаимоотношения с породами барминской серии не установлены. Также нет сведений о наличии в поле распространения гранат-ставролитовых сланцев магматических пород.

Стратиграфия, литология и магматизм О возрасте чёшской свиты единого мнения нет, но большинство исследователей (О значении..., 1978;

Первая находка.., 1979;

Ермоленко, 1981;

Новая провинция..., 1983) пола гают, что гранат-ставролитовые сланцы слагают жесткий блок раннепротерозойского возрас та и являются самыми древними образованиями на территории Канино-Тиманского региона.

Не очень ясна позиция В.Г.Оловянишникова. В ранних работах он считал, что в метаморфи ческом комплексе п-ова Канина и Северного Тимана не выделяются жесткие блоки дори фейского возраста и в то же время относил чешскую свиту к раннему протерозою (Гецен, 1987). В последнее время он датирует ее ранним - средним(?) рифеем (Оловянишников, 1998).

Основанием для суждений о возрасте чёшской свиты послужили более высокая сте пень метаморфизма пород по сравнению с обнаженными на поверхности и дискордантные калий-аргоновые датировки по биотиту, варьирующие от 1560 до 1085 млн. лет (табл. (1.6) 3). При интерпретации геохронологических данных исследователи, как правило, ориентиро вались на самую древнюю цифру, которая, однако, может и не оказаться самой достоверной.

Так, М.А.Данилов с соавторами (О значении..., 1978), учитывая явно вторичный характер мусковита и заметное осветление биотита на контакте с мусковитом, полагали, что возраст по биотиту, равный 1360 млн. лет, занижен в результате байкальского омоложения. На этом основании сланцы были отнесены к нижнему протерозою. Позднее этот вывод теми же авто рами (Первая находка..., 1979) был распространен на датировку 1560 млн. лет. Что касается данных по мусковитам, то, по их мнению, самая древняя цифра (660 млн. лет) соответствует возрасту метаморфизма пород барминской серии.


Хотя цифра 1560 млн. лет наиболее приемлема для отнесения чешской свиты к ран нему протерозою, есть обстоятельство, заставляющее усомниться в ее достоверности. Дело в том, что этот биотит имеет содержание калия явно ниже нормативного и теоретически воз можны два варианта интерпретации. Либо потеря калия сопровождалась пропорциональной потерей радиогенного аргона, и тогда полученная цифра возраста реальна, либо имела место непропорциональная потеря радиогенного аргона или даже полное отсутствие таковой, что в итоге приведет к удревнению возраста, но неизвестно, на какую величину. Любой из этих вари антов имеет право на существование, и поэтому датировка нуждается в подтверждении данными по независимым изотопно-геохронометрическим системам. Исследованиями Л.Н.Овчинникова с коллегами (Овчинников и др., 1981) было показано, что для получения неискаженных результа тов не рекомендуется использовать биотиты с содержанием калия менее 6 %.

Для биотита с нормальным содержанием калия, то есть превышающим 6 %, возраст составляет 1085±30 млн. лет. К сожалению, для трех биотитов, имеющих возрастные значе ния на уровне 1300 млн. лет (скорее всего, это три параллельных определения одного и того же образца), отсутствуют аналитические данные, поэтому судить о качестве проанализиро ванного материала невозможно. По геолого-петрографическим данным образование биотита и мусковита обусловлено различными процессами, что находит подтверждение в геохроно логических результатах.

Датировки по мусковитам явно свидетельствуют о более поздних преобразованиях пород. Но и здесь возрастные данные неоднозначны, и отдать предпочтение каким-либо от дельным датировкам трудно, поскольку все мусковиты имеют пониженное содержание ка лия. На этот факт указывают и М.А.Данилов с соавторами (Первая находка..., 1979), отмечая, что содержание К2О в мусковитах составляет 3.74-3.88%. Имеются датировки по породе в целом, но ориентироваться на них не следует, поскольку калий-аргоновое датирование кри сталлических пород, имеющих в своем составе разновозрастные минералы, как в данном случае, по валовым пробам лишено смысла. Их “возраст” определяется лишь балансом кали евых минералов в пробе.

Таким образом, по результатам датирования биотитов можно сделать вывод о том, что надежных геохронологических данных, подтверждающих раннепротерозойский возраст гранат-ставролитовых сланцев, в настоящее время нет. По нашему мнению, из имеющихся в наличии калий-аргоновых датировок наиболее достоверной является цифра 1085 млн. лет.

Стратиграфия, литология и магматизм Таблица Результаты K-Ar датирования двуслюдяных гранат-ставролитовых сланцев чешской свиты из скв. Глубина К, Возраст, Источник, Arрад, Номер отбора об- Минерал мас. % нг/г млн. лет автор коллекции п.п. разца, м Биотит 1560(1585 Первая находка..., 1 380 4.44 756. ) Биотит В.Г.Оловянишников 2 400 6.54 674.8 1085± Биотит – – О значении..., 3 400 (1300) Биотит – – О значении..., 4 400 (1340) Биотит – – О значении..., 5 400 (1360) Мусковит М.А. Данилов 6 380 4.06 179.80 548± Мусковит В.Г.Оловянишников 7 400 4.54 202.70 551± Мусковит – – О значении..., 8 400 (612) Мусковит – – О значении..., 9 400 (645) Мусковит – – О значении..., 10 400 (660) По-видимому, она соответствует возрасту прогрессивного метаморфизма отложений чешской свиты. О времени проявления регрессивного метаморфизма свидетельствуют ка лий-аргоновые датировки по мусковитам, варьирующие в интервале 660-548 млн. лет. Об ращает на себя внимание тот факт, что по геохронологическим данным чешская свита сопоставима с породами микулкинской серией п-ова Канина, метаморфизованными в тех же условиях, что и чешская свита, и вполне допустимо, что они, несмотря на разобщенность в пространстве, являются фрагментами единого одновозрастного блока, резко отличающегося от остальных стратиграфических подразделений фундамента Канино-Тиманского региона.

Барминская серия, метаморфизованная преимущественно в условиях биотит хлоритовой субфации зеленосланцевой фации, обычно датировалась условно в диапазоне от раннего рифея (Гецен, 1975) до среднего рифея (Верхний докембрий..., 1986) и даже венда (Акимова, 1996). В.Г.Оловянишников (1998, с. 84) не говорит конкретно о возрасте бармин ской серии, но сопоставляет ее с тархановской серией п-ова Канина, что предопределяет для нее позднерифейский возраст.

Калий-аргоновых датировок по минералам из отложений барминской серии нет. О возрасте метаморфизма свидетельствует рубидий-стронциевая изохронная датировка по по роде в целом, равная 728±6 млн. лет (Андреичев, 1998), позволяющая однозначно исключить вендский возраст, но не снимающая вопрос о возрастном положении серии. Сравнивая гео хронологические данные по барминской серии и чешской свите, нетрудно видеть, что, не смотря на современное достаточно близкое сонахождение, их совместная эндогенная эволюция просматривается только с 700 млн. лет, и контакт между этими геологическими телами, до сих пор не установленный, скорее всего тектонический.

Своеобразие Северного Тимана заключается в том, что в пределах всего Канино Тиманского региона именно на этой территории, а точнее в ее северо-западной части, наибо лее полно представлены доступные непосредственному наблюдению различные по составу и возрасту магматические интрузивные породы, прорывающие отложения барминской серии и перекрытые известняками лландоверийского яруса нижнего силура.

Породы основного состава представлены габбродиабазами и диабазами. Они распо ложены в районах мыса Большого Румяничного, сопок Крайний Камешек, Малый Камешек, Большой Камешек, Болванской, Сопок Каменных и в береговых обнажениях рек Черной и Великой. Следующую группу основных пород составляют оливин-керсутитовые габбро и щелочные габброиды, локализованные в районах мыса Большого Румяничного, сопки Край ний Камешек и устья р. Румяничной. Щелочные породы представлены щелочными и нефе Стратиграфия, литология и магматизм линовыми сиенитами. Жильные производные сиенитов – сиенит-аплиты, сиенит-пегматиты и щелочные граниты – имеют незначительное развитие и строго локализованы в пределах выходов материнских пород. Метасоматические образования представлены альбититами.

Сиениты распространены в районе мыса Большого Румяничного и слагают сопки Крайний Камешек и Малый Камешек. Породы кислого состава (граниты, граносиениты) и их жильные дериваты образуют массивы Большой Камешек, сопку Болванскую, Сопки Каменные и име ют незначительное развитие в районах мыса Большого Румяничного и устья р. Румяничной.

Более детальные сведения о геологии и вещественном составе магматитов даны в специаль ных работах: щелочные габброиды освещены Б.А.Мальковым (1972), а современные данные по метабазитам, оливин-керсутитовым габбро, сиенитам и гранитам – М.Н.Костюхиным и В.И.Степаненко (1987).

Практически все магматические породы испытали метаморфические преобразования.

Габбродиабазы и диабазы метаморфизованы изофациально с породами барминской серии.

Их современный минеральный состав соответствует парагенезису зеленосланцевой фации:

кислый плагиоклаз + уралитовая роговая обманка и (или) актинолит + эпидот + сфен ± био тит ± хлорит. Первичный минеральный состав, наблюдаемый в наименее измененных разно стях габбродиабазов и диабазов, характеризуется комбинацией плагиоклаза, клинопироксена и интерстициального микропегматита с добавлением коричневой роговой обманки типа бар кевикита. Последующие преобразования связаны с формированием других магматических пород, в результате чего в контактовых зонах уже регионально метаморфизованные базиты претерпели метасоматические изменения: окварцевание, биотитизацию, полевошпатизацию, амфиболизацию, вплоть до превращения в апобазитовые сиениты и граносиениты.

За исключением габбродиабазов и диабазов все прочие магматические породы не за тронуты процессами регионального метаморфизма. Однако после консолидации, в ходе дальнейшего развития региона, они были подвергнуты совместно с породами рамы нало женным процессам приразломного дислокационного метаморфизма, связанного с тектониче ской активизацией в платформенных условиях (Гецен и др. 1985). Дислокационный метаморфизм проявился локально в зонах северо-западного простирания, внутри которых породы подвергались разгнейсованию, катаклазу, иногда милонитизации. Возможно, что дислокационный метаморфизм представляет собой отзвук тектонических напряжений, при ведших к формированию Скандинавских каледонид.

Согласно структурно-петрографическим данным на Северном Тимане наблюдается следующая последовательность формирования интрузивных пород. Наиболее древними яв ляются габбродиабазы и диабазы, что подтверждается геологическими взаимоотношениями с отложениями барминской серии и другими магматическими породами. Их внедрение про исходило до завершения складчатости, о чем свидетельствует то, что тела базитов будиниро ваны, рассланцованы и имеют преимущественно северо-западное простирание, согласное с простиранием слоистости и основного кливажа пород барминской серии. Следующими внедряются оливин-керсутитовые габбро. Сиениты и граниты формировались позднее габб ро, что подтверждается наличием ксенолитов последних в сиенитах, а также пересечением габбро жилами сиенитов и гранитов. Возрастные соотношения между сиенитами и гранита ми остаются неясными, поскольку на основании немногочисленных пересечений сиенитов жилами щелочных и биотитовых гранитов в пределах массива мыса Большого Румяничного нельзя с уверенностью говорить о более древнем возрасте сиенитов по сравнению с гранита ми для всей территории Северного Тимана. Завершается интрузивный магматизм внедрени ем серии даек щелочных габброидов.

Интрузивные магматические породы в разное время изучались М.М.Ермолаевым, Л.С.Коссовым, А.Б.Наливкиным, В.Ф.Чертовым и др. Сведения по их геологии отражены в многочисленных публикациях: Калюжный, 1959;

Ивенсен, 1960, 1961, 1962, 1964;

Сергиев ский, 1963;

Мальков, Мельникова, 1965;


Мальков, 1966, 1972;

Черный и др., 1972, 1976;

Смирнов, 1973, 1978, 1982;

Данилов и др., 1977;

Скрипниченко, 1978, 1979;

Смирнов, Ко стюхин, 1980;

Костюхин, 1980, 1981, 1983;

Степаненко, 1985;

Костюхин, Степаненко, 1987 и Стратиграфия, литология и магматизм многие другие.

Практически все исследователи в той или иной степени касались вопросов, связанных с возрастным положением магматических образований, в результате чего на возраст интру зивного магматизма Северного Тимана возникло достаточно много точек зрения, нередко противоречивых, а порой и взаимоисключающих.

Верхний возрастной предел для магматических пород устанавливается по трансгрес сивному перекрытию сиенитов и гранитов отложениями лландоверийского яруса нижнего силура. Ориентиром может служить возрастная граница между ордовиком и силуром, кото рая соответствует 438 млн лет (Шкала..., 1985) или 435 млн лет (Odin, 1994). Нижним воз растным пределом является возраст барминской серии, отложения которой прорываются всеми интрузивными породами, но он достоверно не установлен.

Большинство исследователей придерживается мнения, что среди интрузивных пород Северного Тимана выделяются две разновозрастные группы, разделенные во времени про цессами регионального метаморфизма. К первой группе относятся габбродиабазы и диабазы, а вторую составляют оливин-керсутитовые габбро, щелочные габброиды, сиениты, граниты и их жильные производные.

М.М.Ермолаев относил все без исключения интрузивные образования к каледонскому тектоно-магматическому циклу, устанавливая при этом для пород второй возрастной группы очень сложную схему формирования, которая в общих чертах выглядит следующим образом.

Вначале внедряются оливин-керсутитовые габбро, эссекситы, камптониты, затем сиениты, нефелиновые сиениты и в последнюю очередь граниты.

В.Ф.Чертов считает часть магматитов соскладчатыми байкальскими, а часть – кале донскими. Этой точки зрения придерживается О.С.Кочетков (1992).

На основании геологических и геохронологических данных (Ивенсен, 1960, 1961, 1964;

Мальков, Пучков, 1964;

Мальков, 1966, 1972;

Костюхин, Степаненко, 1987 и др.) было показано, что формирование интрузивных пород Северного Тимана связано с байкальским тектоно-магматическим циклом. В работах последних лет Б.А.Мальков (1988, 1992) стал от рицать байкалиды. Он относит габбродиабазы и диабазы к гренвиллской эпохе тектоно магматической активности, а остальные магматиты к катангинской (предверхневендской), салаирской (предордовикской) и таконской (предсилурийской) эпохам тектогенеза. По мне нию же В.Г.Гецена (1978), отсутствие каледонской складчатости является отличительной чертой Канино-Тиманского региона.

А.Б.Наливкин (1958) относит сиениты и гранитоиды к формации метасоматических сиенитов и гранитов, считая те и другие продуктами щелочного метасоматоза, протекавшего одновременно, но неодинаково в различных средах. Формирование гранитов происходило в результате замещения осадочно-метаморфических отложений барминской серии, а сиенитов – метаморфизованных магматических пород основного состава.

Ю.П.Ивенсен (1960, 1961, 1964) относит оливин-керсутитовые габбро к первой воз растной группе. Среди пород второй группы им выделяются три комплекса: 1) гранитный, 2) более молодой по сравнению с гранитами комплекс щелочных и нефелиновых сиенитов, 3) дайковый комплекс щелочных габброидов. Основываясь на калий-аргоновых датировках по гранитам Южного Тимана, гранитам и пегматитам полуострова Канина, Ю.П.Ивенсен считал, что формирование гранитоидов в пределах всего Канино–Тиманского региона происходило в период от 625 до 525 млн. лет. В отношении сиенитов он полагал, что их возраст лежит в пре делах 600-500 млн. лет, а образование щелочных габброидов происходило в кембрии.

Л.С.Коссовой также относит оливин-керсутитовые габбро к первой возрастной груп пе, но, объединяя граниты и сиениты в единый комплекс интрузий кислого и щелочного со става, внедрение которых происходило одновременно или после главной фазы складчатости, считает, что сиениты формируются раньше гранитов.

В.Г.Черный с соавторами (1972, 1976) рассматривает все интрузивные породы Север ного Тимана в составе единой гранитовой формации при следующей последовательности формирования: габброиды – граниты – сиениты.

Стратиграфия, литология и магматизм В.А.Скрипниченко (1978, 1979) выделяет габбро-сиенитовый комплекс, включая в не го оливин-керсутитовые габбро, щелочные и нефелиновые сиениты, дайки щелочных грани тов и щелочных габброидов. Согласно предложенной и экспериментально разработанной им модели, образование магматитов происходило в результате ликвации первичной щелочно габброидной магмы на месте кристаллизации, что в итоге привело к формированию рассло енного габбро-сиенитового плутона. Гранитоиды относятся к самостоятельному комплексу, формирование которого происходило автономно и раньше габбро-сиенитового комплекса.

М.Ю.Смирнов (1982) выделяет гранитоиды, щелочные и нефелиновые сиениты в ка честве самостоятельного сиенит-гранитного комплекса, а оливин-керсутитовые габбро рас сматривает как более ранний комплекс. Образование сиенитов, по его мнению, происходило в результате кислотно-основного взаимодейстия родоначальной гранитоидной магмы с вме щающими метабазитами.

М.Н.Костюхин (Костюхин 1983;

Костюхин, Степаненко, 1987) рассматривает все ин трузивные породы второй возрастной группы в рамках единого габбро-сиенит-гранитного магматического комплекса, имеющего единый механизм образования.

По мнению М.А.Данилова и В.А.Скрипниченко (1980), возраст метагаббро и мета диабазов составляет 640-620 млн. лет, гранитов 600-560 млн. лет, а щелочных габбро, сиени тов с их дайковыми производными 550-450 млн. лет.

В.И.Степаненко (Степаненко 1985;

Костюхин, Степаненко, 1987;

Белякова, Степанен ко, 1991) считает, что северотиманские базиты первой возрастной группы принадлежат двум разновозрастным комплексам: барминско-чернорецкому габбро-диабазовому, формирование которого происходило на рубеже среднего и позднего рифея, и северотиманско-канинскому диабазовому, образовавшемуся в конце позднего рифея.

Таким образом, рассмотренные представления о возрасте интрузивного магматизма Северного Тимана отчетливо показывают резкое расхождение взглядов не только в отноше нии возраста, но и генезиса магматитов. В немалой степени это обусловлено большим разно образием пород, их разобщенностью в пространстве и времени, незначительным количеством наблюдаемых контактов, односторонним рассмотрением отдельных групп по род, но, главным образом, причина заключается в явно недостаточной геохронологической изученности магматических образований. Достаточно отметить, что после целенаправлен ных геохронологических исследований, проведенных в 60-е годы Ю.П.Ивенсеном и Б.А.Мальковым, во всех последующих работах суждения о возрасте интрузивных пород производились преимущественно со ссылкой на их данные, а если и приводились новые, то ясности они, как правило, не вносили, так как чаще всего не соответствовали геологическим наблюдениям. Геохронологические данные, на основании которых делались выводы о воз расте магматических пород, были получены с помощью калий-аргонового метода. Качество исследуемого материала вряд ли можно считать удовлетворительным, поскольку из 52 датиро вок 40 выполнены по породе в целом. Их полная сводка приведена в работе автора (Андреичев, 1998). В последние годы магматические породы Северного Тимана охарактеризованы новы ми изотопными датировками (табл. 5), позволяющими проследить последовательность их формирования во времени и установить соотношения с процессами метаморфизма, имевши ми место в геологической эволюции территории (Андреичев, 1998).

Магматическая деятельность на Северном Тимане началась с внедрения габбродиаба зов и диабазов. В их эволюции можно выделить два ранних события, возраст которых имеет принципиальное значение для Северного Тимана.

Это время их образования и время проявления регионального метаморфизма. Возраст метаморфизма выполняет функцию нижнего возрастного предела для постметаморфических магматитов, а время формирования базитов может рассматриваться в качестве репера при стратификации отложений барминской серии.

При рубидий-стронциевом датировании базитов установлено два возраста: 1100±39 и 693±17 млн. лет. Близкие датировки получены и при калий-аргоновом датировании амфибо лов из этих пород (Андреичев, 1989, 1998).

Стратиграфия, литология и магматизм Таблица 5 Изотопно-геохронологические характеристики магматических пород Северного Тимана (Андреичев, 1998) (87Sr/86Sr)o Породы Массив Возраст, млн. лет Метабазиты 110039 0.702680. 69317 0.703730. мыс Большой Румяничный 5905 0.704310. Сиениты Крайний Камешек 6036 0.704470. Малый Камешек 62274 0.7040. мыс Большой Румяничный 5874 0.720270. Граниты Большой Камешек 5976 0.707830. Сопки Каменные 5917 0.72250. Щелочные мыс Большой Румяничный 53488 0.703720. габброиды Примечание. При датировании метабазитов отбор образцов производился из тел, находя щихся в обрамлении всех массивов, а также на р. Черной.

Вторая цифра практически совпадает с возрастом метаморфизма отложений бармин ской серии, что дает право считать ее возрастом метаморфизма базитов, а первую датировку рассматривать как время их образования.

Суммируя геохронологические результаты, полученные при датировании габбродиа базов, диабазов и метаморфических сланцев, можно достаточно уверенно утверждать, что формирование базитов на Северном Тимане происходило в конце среднего рифея, а после дующие регионально-метаморфические преобразования магматических и осадочных пород – в конце позднего рифея. Возраст базитов фиксирует начало магматической деятельности в регионе и, кроме того, выполняет функцию возрастного репера при стратификации вмеща ющих толщ. Он ограничивает время седиментации отложений барминской серии и позволяет считать ее возраст, по крайней мере, среднерифейским.

Полученные данные не подтверждают точку зрения В.И.Степаненко (Степаненко, 1985;

Костюхин, Степаненко, 1987;

Белякова, Степаненко, 1991), считающего, что габброди абазы и диабазы Северного Тимана являются разновозрастными образованиями. По его мне нию, возраст диабазов составляет 760 млн. лет. Тот факт, что рубидий-стронциевая изохрона с возрастом 110039 млн. лет образована как габбродиабазами, так и диабазами, а также наличие миллиардных калий-аргоновых датировок по тем и другим породам дают основание считать их одновозрастными.

Позднее на Северном Тимане происходит субсинхронное формирование оливин керсутитовых габбро, сиенитов и гранитов. Большинство калий-аргоновых датировок по биотитам и амфиболам из габбро варьировали в интервале 595-615 млн. лет, а рубидий стронциевый возраст составил 70245 млн. лет (Андреичев, 1998). Такое расхождение ре зультатов настораживало, и для проверки было проведено датирование единичных кристалов циркона по отношению 207Pb/206Pb методом ступенчатого испарения свинца (Kober, 1986). Их возраст оказался равным 615-620 млн. лет (неопубликованные данные), который, скорее все го, и отвечает времени образования габбро.

Рубидий-стронциевые данные по сиенитам и гранитам также обнаруживают приуро ченность к рубежу 600 млн. лет (табл. 5). Полученные результаты свидетельствуют о син хронном образовании оливин-керсутитовых габбро, сиенитов и гранитов, то есть поддерживают точку зрения М.Н.Костюхина (1983). В то же время они не согласуются с мнением некоторых авторов (Геодинамическая позиция..., 1997;

Gee & Pease, 1999) о более молодом возрасте гранитов. Оно основывается на 207Pb/206Pb датировках (около 560 млн. лет) по цирконам из гранитоидов фундамента Печорской плиты, вскрытых скважинами в Илыч Чикшинской и Припечорской зонах глубинных разломов. Искусственно объединяя граниты Стратиграфия, литология и магматизм Тимана и Печорской плиты, упомянутые авторы отдают предпочтение данным по цирконам.

Чтобы исключить неопределенность с возрастным положением гранитов, а также сиенитов Северного Тимана, было проведено датирование единичных кристаллов циркона из этих по род по отношению 207Pb/206Pb (Андреичев, Ларионов, 2000).

Исследовались цирконы из образца гранита (массив Большой Камешек) и образца си енита (массив Крайний Камешек), рубидий-стронциевый возраст которых составляет и 6036 млн. лет соответственно (табл. 5). Для каждого образца проанализировано по четыре кристалла. Средневзвешенное значение возраста гранита составляет 621±3.5 млн. лет, а сие нита – 613±2 млн. лет. Полученные датировки достаточно хорошо совпадают с рубидий стронциевыми, хотя и несколько древнее последних. Возможно, это связано с различным временем закрытия изотопных систем, или с влиянием не идентифицированных более древ них унаследованных доменов, особенно в цирконах из гранита, но главное заключается в том, что датировки по цирконам подтверждают поздневендский возраст гранитов и сиенитов Север ного Тимана. По-видимому, образование этих пород и гранитоидов фундамента Печорской пли ты происходило в разное время и в разных геодинамических обстановках, поэтому рассмотрение гранитогенеза на Тимане и Печорской плите как единого процесса нецелесообразно.

Завершается интрузивный магматизм внедрением дайковой серии щелочных габброи дов. Их рубидий-стронциевый возраст составляет 534 млн. лет, что соответствует раннему кембрию по современной шкале геологического времени (Odin, 1994).

Самые поздние преобразования магматических пород обусловлены процессами при разломного дислокационного метаморфизма, получившего широкое развитие в ордовике, на рубеже 455 млн. лет, который подтверждается многочисленными минеральными калий аргоновыми и рубидий-стронциевыми датировками (Андреичев, 1998).

Средний Тиман. Среди докембрийских осадочно-метаморфических образований фундамента Среднего Тимана выделяются обдырская, четласская, быстринская, кислоручей ская и вымская серии, выходящие на поверхность в пределах Обдырского поднятия, Четлас ского и Цильменского Камней, а также Вымской гряды. Геохронологически изучены весьма слабо. Целенаправленные исследования проводились лишь при калий-аргоновом датирова нии отложений обдырской (коллекция В.Г.Оловянишникова) и четласской (коллекция В.И.Степаненко) серий.

В первом случае исследовались глинистые сланцы, степень вторичных изменений ко торых не превышает стадии позднего (глубинного) катагенеза, обусловленного метаморфиз мом погружения (Гецен и др., 1985). Анализировалась глинистая фракция, состоящая из серицита, хлорита и гидрослюды типа иллита. В результате из 10 образцов только у одного возраст составляет 760 млн. лет, а остальные образуют компактную совокупность в интерва ле 990-945 млн. лет, интерпретируемую как время проявления катагенных преобразований.

Основанием для суждений о достоверности полученного возраста могут служить исследова ния С.Мурбата (1967), установившего, что метаморфизм низкой ступени, в процессе которо го тонкозернистые глинистые осадки превращаются в хорошо разлистованные аспидные сланцы и филлиты, достаточно интенсивен, чтобы обусловить удаление всего аргона, при сутствовавшего ранее в обломочных зернах, и, следовательно, значения возраста в данном случае должны соответствовать возрасту метаморфизма.

Установленный возраст практически отвечает границе среднего и позднего рифея.

Для отложений обдырской серии он выполняет функцию верхнего возрастного предела, по скольку ограничивает время седиментации и, следовательно, ставит под сомнение правомер ность отнесения их к верхнему рифею (Верхний докембрий..., 1986;

Рифей..., 1987;

Гецен, 1987;

Оловянишников, 1998). На основании имеющихся геохронологических данных можно говорить, что отложение осадков обдырской серии могло происходить, по крайней мере, в среднем рифее.

Иной возраст установлен по серицитам и мусковитам (фракция -0.05 мм) из кварц серицитовых алевролитов, песчаников и сланцев визингской свиты четласской серии (верх няя часть толщи). Из девяти калий-аргоновых датировок семь варьируют в диапазоне 740 Стратиграфия, литология и магматизм 720 млн. лет (табл. 6). Не исключено, что они отражают время преобразования глинистого материала в слюды в условиях начального метагенеза или возраст зеленосланцевых измене ний. Геологический возраст четласской серии дискуссионен. Ранее она датировалась редним рифеем (Верхний докембрий..., 1986;

Рифей..., 1987;

Гецен, 1987). По современным пред ставлениям В.Г.Оловянишникова (1998) она относится к верхнему рифею и нижнему вен ду(?), то есть моложе 700 млн. лет. Геохронологические данные это отчетливо опровергают и свидетельствуют в пользу более древнего возраста четласской серии.

Докембрийский разрез Вымской гряды состоит из кислоручейской и вымской серий.

Калий-аргоновыми датировками по монофракциям новообразованного биотита охарактери зована лишь кислоручейская серия (табл. 6).

Их возраст варьирует от 795 до 710 млн. лет и, по-видимому, отвечает времени прояв ления зонального метаморфизма в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фа ций (Гецен и др., 1985). Геохронологические данные не согласуются с принятым Межведомственным стратиграфическим комитетом возрастом этой серии на уровне кудаша раннего венда (Верхний докембрий..., 1986). Скорее всего, геологический возраст кислору чейской серии соответствует среднему рифею, а если учесть мнение В.Г.Гецена и В.А.Дедеева (1990) о коррелируемости кислоручейской серии с микулкинской п-ова Канина, то не исключен и раннерифейский возраст. Среди магматических образований фундамента Среднего Тимана известны диабазы и щелочные пикриты.

Диабазы локализованы вдоль зоны Центрально-Тиманского разлома. Они представ лены дайками и силлами северо-западного простирания незначительной (первые метры) мощности, прорывающими отложения четласской и быстринской серий. Возраст диабазов до настоящего времени остается предметом дискуссий.

Причина тому - большой разброс калий-аргоновых датировок как по породе в целом (1430-780 млн. лет), так и по отдельным минералам: амфибол – 1375-1010 млн. лет, биотит – 1060 млн. лет, плагиоклаз – 2710-1320 млн. лет. Особенно это характерно для диабазового силла, залегающего в сланцах паунской свиты (верхняя часть разреза быстринской серии) на р. Бобровой, который всегда был объектом повышенного внимания со стороны исследовате лей, скорее всего, по причине своей геохронологической аномальности. На протяжении дли тельного времени эти диабазы изучались Г.Н.Акимовой, В.Г.Геценом, Б.А.Мальковым, А.М.Плякиным, которые не пришли к единому мнению об их возрасте. Ситуация усугубляется еще и тем, что строго не определено стратиграфическое положение паунской свиты, объем и границы которой до сих пор точно не выяснены.

Б.А.Мальков (1971) считает, что ее возраст среднерифейский. Аналогичной точки зрения придерживается также Л.Т.Белякова (устное сообщение). По ее мнению, паунская свита по общему характеру толщи, присутствию в ней углеродистых сланцев напоминает среднерифейскую пуйвинскую свиту на Приполярном Урале. В то же время на возраст паун ской свиты имеется иная трактовка, выдвигаемая В.Г.Геценом и Н.Г.Пыховой (1977). На ос новании определений акритарх, строматолитов и онколитов возраст отложений паунской свиты оценивается этими исследователями как верхнерифейский. Впоследствии эта точка зрения была отражена в стратиграфической схеме верхнего докембрия (Верхний докембрий..., 1986) и сохра няется до сих пор (Оловянишников, 1998).

Взгляды исследователей расходятся и в отношении возраста диабазов. Б.А.Мальков (1971) считает, что они имеют возраст 1200 млн. лет. В.Г.Гецен (1975) полагает, что дати ровки по диабазовому силлу являются радиологической аномалией, а истинный возраст диа базов находится в пределах 660-525 млн. лет.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 17 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.