Юрско-меловой магматизм и инициальный этап

C Э.В. Шипилов, Ю.В. Карякин(Мурманский морской биологический институт КНЦ РАН, Мурманск, ship@polarcom.ru,Геологический институт РАН, Москва, yukar@ginras.ru). Юрско-меловой магматизм и инициальный этап раскрытия Арктического океана (по результатам изучения базальтоидов архипелагов Земля Франца-Иосифа и Шпицберген). Материалы XVIII Международной научной конференции (Школы) по морской геологии Москва, N5, 16–20 ноября 2009, cc. 291-293 г.http://rogov.zwz.ru/Marine%20geology%202009_t_5.pdf

В пределах континентальных окраин Арктики известно три обособленных ареала проявления юрско-мелового базальтоидного магматизма [4-6]: Баренцевоморский, Свердрупский (Канадский Арктический архипелаг) и архипелага Де-Лонга (шельф Восточно-Сибирского моря).

Проведенные реконструкции [6] показывают, что ареалы базальтоидного магматизма трех указанных выше окраин в юрско-раннемеловое время являлись составными частями единой большой магматической провинции – “LIP”. Юрско-меловое время определяет формирование наиболее обширного
океанического бассейна Арктики – Канадского. Разломная зона, по которой произошел откол композиции блоков Новосибирско-Чукотского и Арктической Аляски от Северной Америки и в дальнейшем трансформированной в осевой спрединговый центр, располагалась субпараллельно условному осевому центру Южно-Анюйского (или Протоарктического) океана. Раскрытие Канадского бассейна носило полицикличный характер и сопровождалось широким проявлением ареала юрско-мелового базальтоидного магматизма на континентальных окраинах. В этой связи в эволюции становления бассейна можно выделить несколько фаз, основываясь на полевых наблюдениях и лабораторных определениях возраста и состава магматических комплексов архипелагов Земля Франца-Иосифа, Шпицберген [2, 6] и опубликованных данных по юрско-меловому магматизму Арктики [4, 5].

Первая фаза - первоначальный раскол литосферы, внедрение и излияние первых порций базальтоидного магматизма и процессы континентального рифтинга в Арктике («неудачная» попытка раскрытия Канадского бассейна). Hаиболее древняя датировка возраста платобазальтов – 189,1+11,4 млн. лет обнаруживается на о-ве Гукера[2, 6], это событие было причиной развития линейной зоны Северно-Чукотского бассейна с накоплением юрско-меловых отложений значительной мощности.

Реконструкции показывают, что зона раскола упиралась в Баренцевскую палеоокраину с еще входящими в ее состав блоками будущих хребтов Альфа и Ломоносова [5, 6]. Геофизические данные указывают на присутствие магматических тел в хребтах Ломоносова и Альфа.

Вторая фаза (аален-бат-титон) знаменуется последовавшим образованием расширенных полуграбенов и грабенов, субпараллельных первоначальному расколу, формировавшихся на окраинах Восточно-Сибирского и Чукотского морей и арктической окраины Аляски, блоки которых еще находились в соприкосновении с Северной Америкой. Одновременно закладывалась зона будущей Свердрупско-Новосибирской трансформы.

В течение этого времени образовался наиболее обширный ареал базальтоидного магматизма объединяющий области Свердрупского бассейна (Канадский Арктический архипелаг), о-ва Де-Лонга, архипелаги Шпицберген, ЗФИ и прилегающие к ним районы Баренцевоморской окраины. Большинство датировок возраста базальтов (силлов и покровов) этой фазы (включая архипелаги Де-Лонга и Шпицберген, Баренцевскую окраину, Свердрупский бассейн) дают значения около 150 млн лет. На о-ве Земля Александры -156,5+7,5 млн лет [2, 6]. С этими событиями связаны не только магматизм, но и морская трансгрессия с севера, углубление его бассейнов и накопление депрессивной черносланцевой фации киммеридж-волжского глинистого комплекса.

По вещественному составу базальты первой и второй фаз достаточно близки между собой и разительно отличаются от базальтов третьей фазы [2, 6].

Третья фаза. В раннемеловую эпоху (около 140 млн. лет) стартует основная фаза раскрытия Канадского бассейна, продолжавшаяся с готерива до альба-сеномана. Рифтинг перерастает в спрединг с аккрецией меловой океанической коры. Сопутствующий базальтоидный магматизм концентрируется на вновь образовавшихся континентальных окраинах окружающих раскрывающийся Канадский бассейн. Новосибирско-Чукотско-Аляскинский блок начал удаляться от Канадского Арктического архипелага, скользя вдоль Свердрупско-Новосибирской трансформы. В пределах Баренцевоморского региона переход к открытию Канадского бассейна ознаменовался сменой глинистых сланцев («баженитов») грубозернистыми
регрессивными «вельдскими» фациями раннего мела. Формирующийся срединно-океанический спрединговый центр воздействовал на Баренцево-Карскую окраину через отмеченную трансформу, вдоль которой сосредотачиваются проявления базальтоидного магматизма, фиксирующие фазы активного развития Канадского океанического бассейна. Радиологические возраста базальтов для этой фазы развития в пределах окраин Арктики дают значения в интервале 139-123 млн. лет. Oпределения возраста базальтовой дайки на о-ве Хейса (ЗФИ) дали значение 125,2 + 5,5 MY [2,6]. Результаты выполненных нами исследований [2] показали, что генерация первичных расплавов базальтов дайки о-ва Хейса происходила в условиях 110 км при высокой температуре магмогенерации 1600oС, первичных расплавов базальтов о-ва Земли Александры -75-100 км, 1450-1550oС. Это свидетельствует о вскрытии, в результате деструкции и растяжения более глубинных уровней магмогенерации, чем на этапе первоначального раскола литосферы в преддверии образования Канадского бассейна. Вместе с тем происходит закрытие Анюй-Ангаючамского океана с образованием Южно-Анюйской офиолитовой сутуры.

В это время на Баренцевской палеоокраине реактивировалась сеть диагональных разломов северо-восточного и северо-западного простираний контролирующих проявления базальтоидного магматизма и ориентировкy трендов развивающихся структур региона, которые хорошо просматриваются в рельефе дна моря и аномальном магнитном поле. Созданная система палеоструктур растяжения на Баренцевской окраине, находящаяся на продолжении спредингового центра Канадского бассейна, напоминает ситуацию с хребтом Гаккеля в области его взаимодействия с рифтовой системой Лаптевоморской окраины.

Активный базальтоидный магматизм, судя по определениям радиологического возраста, продолжался на континентальных окраинах Арктики и в интервале от 110 до 100 млн. лет, после чего спрединговый центр Канадского бассейна теряет способность генерировать океаническую кору и в диапазоне 95-80 млн. лет окончательно прекращает свою деятельность. Заключительные всплески магматической активности этого времени зафиксированы на одном из эскарпов хребта Альфа, но не исключено, что этот эпизод магматизма связан с зарождением бассейна Макарова.

Bсе этапы геодинамического становления Арктики и ее континентальных окраин обусловлены разновозрастными плюмовыми событиями. На позднепермско-триасовом этапе это был Сибирский плюм [1, 3], на юрcско-меловом – Баренцевско-Амеразийский, на кайнозойском – Протоисландский. Проявления базальтоидного магматизма на континентальных окраинах можно охарактеризовать как индикационные признаки деструкции, а затем и распада континентальной литосферы вегенеровской Пангеи в Арктике [4,5].

1. Добрецов Н.Л. Пермско-триасовые магматизм и осадконакопление в Евразии как отражение суперплюма // ДАН. 1997. Т. 354. № 2. С. 216-219.
2. Карякин Ю.В., Шипилов Э.В. Геохимическая специализация и 40Ar/39Ar возраст базальтоидного магматизма островов Земля Александры, Нортбрук, Гукера и Хейса (архипелаг Земля Франца-Иосифа) // Докл. АН. 2009. Т.425. № 2. С. 213-217.
3. Шипилов Э.В. Пермско-триасовая интерференция тектоно-геодинамических режимов в эволюции арктической периферии Северной Евразии // ДАН, 2003, Т.393, №3.
4. Шипилов Э.В. К тектоно-геодинамической эволюции континентальных окраин Арктики в эпохи молодого океанообразования // Геотектоника 2004. № 5. С. 26-52.
5. Шипилов Э.В. Генерации спрединговых впадин и стадии распада вегенеровской Пангеи в геодинамической эволюции Арктического океана // Геотектоника. 2008. № 2. С. 32-54.
6. Шипилов Э.В., Карякин Ю.В., Матишов Г.Г. Баренцевско-Амеразийский юрско-меловой суперплюм и инициальный этап геодинамической эволюции Арктического океана // ДАН. 2009. Т. 426. № 3. С. 369-372.