5. Метаморфизм и складчатые деформации

Анализ метаморфических преобразований, выявленных на всех горных массивах, входящих в Фишерскую область, позволил выделить в общей сложности три этапа регионального метаморфизма. Главный этап метаморфических преобразований достигал условий эпидот-амфиболитовой фации (Т=480–585°С, Р=2–3 кбар) в центральной части массиве Фишер и условий гранат-амфиболитовой фации (Т≥600°С, Р≥6 кбар) на массивах Уиллинг, Коллинс и Скалы Нильссон. По-видимому, он протекал в две стадии или даже составлял два самостоятельных этапа М1 и М2 на рубежах 1110 и 1000 млн. лет (Mikhalsky et al., 1993, 1999). Третий этап М3 соответствовал зеленосланцевой фации и достигал условий субфации высоких (330–460°С) температур и низких, средних давлений в период 870–810 млн. лет (Лайба, 2000).

Выделено соответственно не менее трех последовательных этапов пластических деформаций пород Фишерской области. Наиболее ранний этап D1 связан с формированием мелкой дисгармоничной складчатости F1, имевшей место, по-видимому, одновременно с метаморфизмом М1. Этап D2 являлся наиболее значительным в Фишерской области. С ним связано формирование основной складчатости, выраженной в образовании крупных открытых складок с амплитудами 5–15 км и крутопадающими на северо-запад осевыми поверхностями, осложненных складками второго порядка. По-видимому, складчатость F2 сформировалась в результате бокового сжатия в период перестройки (закрытия?) фишерской структуры. Этап деформаций D2 коррелируется со вторым этапом метаморфизма М2.

Этап D3 выражен в образовании в приразломных зонах локальной складчатости F3, многочисленных зон рассланцевания, бластомилонитизации и структур типа вязких разломов («shear zones»). Возможно, деформации этапа D3 сопровождались метаморфизмом М3 на рубеже около 800 млн. лет назад. Не исключено, что некоторые деформации данного этапа имели место позднее, в период кембрийской активизации (550–500 млн. лет), проявленной, в частности, на массиве Мередит. В дальнейшем Фишерская структура выступала как жесткий блок, испытывавший лишь хрупкие разрывные деформации в период мезозойского рифтогенеза и неотектонической активизации.

6. Палеотектоническая (геодинамическая) обстановка

Возраст и пространственное положение Фишерского комплекса определенно привязывают его к протерозойскому подвижному поясу, протягивающемуся вдоль всего побережья Восточной Антарктиды от Земли Королевы Мод до островов Уиндмилл. Данная структура, так называемый Циркумантарктический подвижный пояс, является в свою очередь составной частью глобальной гренвильской системы подвижных поясов (Dalziel, 1991). Существует предположение о том, что он развивался как краевой вулканно-плутонический пояс, сформированный последовательной аккрецией ювенильных вулканических и магматических дуг на интервале 1500–1050 млн. лет назад (Михальский, 2007, 2008). Наиболее вероятными палеотектоническими обстановками (геодинамическими моделями) для формирования Фишерской вулкано-плутонической структуры могут быть по существу только две: а) конвергентная и б) рифтогенная.

Геологические особенности Фишерской зоны, такие как очевидная локальность развития, значительные мощности вскрытых осадочно-вулканогенных толщ (до 10 км), преобладающий базальт-андезитовый вулканизм, наличие многочисленных и разнообразных по составу интрузивов, наложенная складчатость, вызванная по всей вероятности боковым сжатием, позволяют отождествлять Фишерскую палеоструктуру со структурами типа надсубдукционных островных и магматических дуг. Подобные пояса известны, начиная с раннего протерозоя (Хаин и Божко, 1988). Особенности вещественного состава магматических пород Фишерского комплекса подтверждают высказанное суждение. Фишерские метавулканиты включают широкий диапазон составов при явном преобладании андезитов, включая типично толеитовые составы островодужного типа. Для вулканитов характерен общий тренд вещественной эволюции от толеитовых к известково-щелочным и умеренно-щелочным петрохимическим сериям. Отсутствие отрицательной аномалии Nb на диаграмме нормированных содержаний микрокомпонентов в большинстве базальтоидов, при отчетливой обогащенности крупноионными элементами, определяется незначительными концентрациями легких редкоземельных элементов. Это может быть следствием особенностей фактора метасоматизации мантийного клина в надсубдукционных условиях. В частности, пониженные концентрации легких редкоземельных элементов могут указывать на ограниченное вовлечение осадочного вещества при преобладающем воздействии жильных образований. В целом указанные вещественные особенности типичны для магм, произведенных в конвергентных условиях плитной окраины (Богатиков и др., 1987 а). Состав и строение плутонических изученных ассоциаций близки к таковым для вышеуказанных вулкано-плутонических поясов.

Тройные вариационные диаграммы: Zr/4-2Nb-Y (Meschede, 1986), Ti/100-3Y (Pearce & Cann, 1973) и 10MnO-TiO2-10P2O5 (Mullen, 1983) (не представлены) показывают, что фишерские метабазальты обоих геохимических типов образуют поля, частично перекрывающие области островодужных базальтов (IAB) и базальтов срединно-океанических хребтов (MORB), но отчетливо лежащие вне области внутриплитных базальтов. Средние породы вулканических групп А1 и А2 также имеют островодужные известково-щелочные характеристики. Кроме того, кислые метавулканиты типа А2 имеют низкие содержания Rb, Y и Nb, более характерные для гранитоидов островных дуг, чем для пород коллизионных, внутриплитных или океанических хребтов – по классификации (Pearce et al., 1984). Наконец, все интрузивные граниты поздней ассоциации по аналогичным соотношениям Y, Nb и Rb имеют составы островодужного типа. При этом субщелочной многофазный плутон массива Коллинс уже соотносим с позднеорогенной (коллизионной) монцонит-гранодиорит-сиенитовой формацией (по Богатикову и др., 1987 б).

Рифтогенный генезис Фишерского вулкано-плутонического комплекса менее предпочтителен как по вещественным, так и по геологическим аспектам. Рифтогенные вулканические серии обычно составлены из бимодального ряда, а не базальт-андезитового, как в Фишерском комплексе; в геохимическом плане для них характерны внутриплитные щелочные серии пород, а не близкие к островодужным серии с трендом от толеитовых к известково-щелочным. В пользу рифтогенного генезиса Фишерской структуры (Mikhalsky et al., 1992) может свидетельствовать, пожалуй, только наличие расслоенных габброидных плутонов, обычно связанных с внутриплитными и рифтогенными обстановками, и широкое распространение в сопредельных районах (оазис Вестфолль и Рукерская область) дайковых роев основного состава, имеющих сопоставимый с Фишерским комплексом возраст. Однако в некоторых случаях интрузивы расслоенных габброидов приурочены к нестабильным геодинамическим обстановкам или к зонам преимущественного сжатия. В этих случаях они кристаллизуются до или одновременно со складчатыми или разрывными деформациями, например, в фанерозойских геосинклинальных областях или в мезо-кайнозойских активных континентальных окраинах (массивы Златогорский и Лысогорский в каледонидах Северного Казахстана и Западного Саяна; массив Гваделупа в североамериканских Кордильерах) (Михайлов и др., 1971; Андреева и др., 1985; Кузнецов, 1989).

Таким образом, геологические, вещественные и возрастные особенности магматитов Фишерской области показывают, что последняя, по-видимому, представляет собой фрагмент конвергентной палеоструктуры гренвильской тектонической эпохи. Это могла быть надсубдукционная зона, образованная вначале по типу океанической островной дуги (продукты нижних существенно натровых свит), затем эволюционировавшая в зрелую вулканическую или магматическую дугу с причленением к континенту (вулканические продукты верхней калиево-натровой свиты плюс ранняя интрузивная ассоциация), и завершившая свое развитие по типу активной континентальной окраины и зоны коллизии (поздняя интрузивная ассоциация). Развитие этой геодинамической системы происходило на интервале 1300–1200 млн. лет назад. Возможно, что на интервале времени 1100–1000 млн. лет назад развивалась сходная система или происходила активизация структур более раннего заложения, на что указывают датировки в этом диапазоне, полученные для основных кристаллических сланцев и тоналитовых гнейсов в восточном борту шельфового ледника Эймери (Михальский и др., 2006) и массива Шо (Маслов и др., 2007).

Область развития Фишерского комплекса, возможно, продолжается к северо-востоку, пересекая рифтовую долину ледников Ламберта – Эймери. В восточном борту указанных ледников на небольших горных выходах выявлены метаморфические толщи, имеющие определенное вещественное и возрастное сходство с образованиями Фишерского комплекса. Так для парагнейсовых свит этого региона (Робертсон и Маннинг) реконструируются терригенные и вулканогенные (базальт-андезитовые) первичные составы, а ортогнейсовая свита Пиккеринг с возрастом протолита не менее 1100 млн. лет довольно хорошо коррелируется с породами габбро-диорит-плагиогранитной ассоциации (Лайба и Кудрявцев, 2006; Михальский и др., 2006).

7. Корреляция со сходными структурами

На антарктическом континенте образования Фишерского комплекса наиболее хорошо сопоставляются с вулканогенными породами гор Сер-Роннане Земли Королевы Мод (примерно в 1500 км к западу от гор Принс-Чарльз) (Лайба, 2000; Лайба, 2000; Михальский, 2007). Геологические формации Земли Королевы Мод также входят в региональную структуру Циркумантарктического подвижного пояса, составной частью которого является и Фишерский комплекс. Супракрустальная серия гор Сер-Роннане, метаморфизованная в условиях от зеленосланцевой до гранулитовой фаций, состоит из различных гнейсов и плагиогнейсов, амфибол-плагиоклазовых кристаллосланцев, биотитовых амфиболитов, кальцифиров, мраморов и кварцитов. В наименее метаморфизованных породах различимы магматические (эффузивные) структуры. Для большинства метаморфитов реконструируется вулканогенный и осадочный генезис. Метаэффузивы прорваны мощными метаморфизованными жилами тоналитов, возможно, когенетичными аналогами первых (Иванов и Каменев, 1990). Позднейшие исследователи разделили супракрустальные породы гор Сер-Роннане на шесть толщ с выделением по геохимическим данным вулканитов океанического, островодужного и окраинно-материкового типа, а также аккреционных осадков. Протолиты вулканических пород были образованы до 1000 млн. лет (Osanai et al., 1992). Модельные Sm-Nd возраста TDM – источника вулканогенных пород – составляют 1100–1290 млн. лет (Shiraisi & Kagami, 1992). Предполагается, что осадочно-вулканогенные формации центральной части гор Сер-Роннане были сформированы условиях надсубдукционного режима. И это является наиболее важным сближающим признаком для двух сопоставляемых областей: Фишерской и Сер-Роннане. Следовательно, можно достаточно уверенно предполагать для некоторых областей Циркумантарктического подвижного пояса палеотектонические обстановки близкие или соответствующие конвергентным в период 1300–1100 млн. лет.

Фишерские образования по возрасту, составу и типу развития могут быть сопоставлены со среднерифейскими комплексами других континентов Гондваны, в частности, с рифейским подвижным поясом Олбани-Фрэзер (Albany-Fraser Orogen), развитом на юго-западе Австралии. Комплекс Фрэзер состоит из нескольких тектонических пластин и массивов, сложенных мафическими метаморфическими породами. Исходя из составов, реконструируются древние вулканические дуги, заложенные в энсиматических условиях, а геохимические особенности пород свидетельствуют о существенном влиянии субдукционных процессов (Nelson et al., 1995). Возраст заложения и развития пояса Олбани-Фрэзер – 1350–1140 млн. лет (Clark et al., 2000) – практически идентичен с рубежами развития Фишерского комплекса.

Фишерский комплекс также может быть довольно хорошо сопоставлен со среднерифейскими вулканогенными формациями Аравийско-Нубийской области, в меньшей степени с формациями Мавритано-Сенегальского пояса и провинции Наталь в южной Африке (Greenwood et al., 1976; Al-Shanti & Gass, 1983, Thomas et al., 1999), а также с некоторыми более молодыми структурами Казахстана, Тянь-Шаня и Забайкалья. Развитие Фишерского комплекса может отражать одну из ранних ступеней формирования суперконтинента Родиния на аккреционной стадии существования отдельных неконсолидированных блоков литосферы.

Литература

Андреева Е.Д., Богатиков О.А., Борсук А.М. и др., 1985. Магматические горные породы, том 1: Основные магматические породы. М., Наука, 485 с.

Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук А.М. и др., 1987 а. Магматические горные породы, том 6: Эволюция магматизма в истории Земли. Москва, Наука, 438 с.

Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук А.М. и др., 1987 б. Магматические горные породы, том 4: Кислые и средние породы. М., Наука, 373 с.

Гонжуров Н.А., Лайба А.А., 2009. Гренвильские и пан-африканские тектоно-термальные события в центральной части гор Принс-Чарльз, Восточная Антарктида. Материалы 42 Тектонического совещания, том 1. М., ГЕОС, с. 143–147.

Иванов В.Л., Каменев Е.Н. (ред.), 1990. Геология и минеральные ресурсы Антарктиды. М., Недра, 232 с.

Каменев Е.Н., Семёнов В.С., 2008. Тектонические провинции Восточной Антарктиды. В кн.: 60 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов. Санкт-Петербург, ВНИИОкеангеология, С. 339–350.

Красников Н.Н., Федоров Л.В., 1992. Геологическое строение массива Фишер. Изв. АН СССР, сер. геол., 8, с. 123–134.

Крылов Д.П., Крутикова С.В., 1994. Зеленокаменная ассоциация пород массива Фишер, горы Принс-Чарльз, Восточная Антарктида. Петрология, том 2, № 3, с. 305–310.

Кузнецов Ю.А., 1989. Избранные труды, том 2: Главные типы магматических формаций. Новосибирск, Наука, 392 с.

Лайба А.А., Михальский Е.В., 1999. Габброиды массива Уиллинг, Восточная Антарктида: расслоенная интрузия в протерозойском подвижном поясе, геологическое строение и вещественный состав. – Петрология, том 7, № 1, с. 35–57.

Лайба А.А., 2000. Строение протерозойского вулкано-плутонического комплекса центральной части гор Принс-Чарльз, Восточная Антарктида. Автореферат дисс. на соискание уч. ст. канд. геол. – мин. наук. СПбГУ, 23 с.

Лайба А.А, Масолов В.Н., Лейченков Г.Л. и др., 2001. Основные черты геологического строения региона гор Принс-Чарльз (Восточная Антарктида) по результатам исследований 1970–2000 гг. Сб. Полярные области земли: Геология, тектоника, ресурсное значение, природная среда (Рабочие материалы международной конференции 1–3 ноября 2001). С.-Петербург, с. 194–195.

Лайба А.А., Михальский Е.В., 2001. Мезопротерозойские вулканические и плутонические ассоциации гор Принс-Чарльз (Восточная Антарктида) как индикаторы древних геодинамических режимов. Сб. Суперконтиненты в геологическом развитии докембрия (материалы совещания 4–6 июня 2001), Иркутск, с. 128–131.

Лайба А.А., Воробьев Д.М., Гонжуров Н.А., Мельник А.Ю., 2001. Субщелочной многофазный плутон массива Коллинс (горы Принс-Чарльз, Восточная Антарктида): результаты новейших исследований. Сб. Полярные области земли: Геология, тектоника, ресурсное значение, природная среда (Рабочие материалы международной конференции 1–3 ноября 2001). СПб, с. 193–194.

Лайба А.А, Кудрявцев И.В., 2006. Геологическое строение восточного борта шельфового ледника Эймери. СПб, ВНИИО, с. 33–53.

Лайба А.А., Гонжуров Н.А., 2006. Геологическое строение массива Мередит (горы Принс-Чарльз) по результатам работ 49 РАЭ. СПб, ВНИИО, с. 8–32.

Маслов В.А., Воробьев Д.М., Беляцкий Б.В. 2007. Геологическое строение и эволюция массива Шо, горы Принс-Чарльз (Восточная Антарктида). Проблемы Арктики и Антарктики. № 76. С. 137–153.

Михайлов Н.П., Иняхин М.В., Ляпичев Г.Ф., 1971. Петрография Центрального Казахстана, том 2: Интрузивные формации основных и ультраосновных пород. М., Недра.

Михальский Е.В., 1993. Петрохимическая характеристика изверженных пород массива Фишер (горы Принс-Чарльз, Восточная Антарктида). – Сб. Антарктика, вып. 32, 41–57 с.

Михальский Е.В., 2007. Мезопротерозойские геологические комплексы Восточной Антарктиды: вещественный состав и геодинамические условия формирования. Бюллетень МОИП, отдел геол. Т. 82. № 5. С. 3–18.

Михальский Е.В., 2008. Основные этапы и геодинамические режимы формирования земной коры Восточной Антарктиды в протерозое – раннем палеозое. Геотектоника. № 6. С. 1–23.

Михальский Е.В., Лайба А.А., Беляцкий Б.В., 2006. Возраст и некоторые черты вещественного состава горных пород массива Мередит и восточного побережья шельфового ледника Эймери. СПб, ВНИИО, с. 66–93.

Равич М.Г., Соловьев Д.С., Федоров Л.В., 1978. Геологическое строение Земли Мак-Робертсона (Восточная Антарктида). Л., Гидрометеоиздат, 229 с.

Соловьев Д.С., 1971. Геологическое строение горного обрамления ледников Ламберта и Эймери. – Сб. Антарктика. Доклады комиссии. М., Наука, с. 89–101.

Хаин В.Е., Божко, 1988. Историческая геотектоника. Докембрий. М., Недра, 381 с.

Al-Shanti A.M., Gass I.G., 1983. The Upper Proterozoic ophiolite melange zones of the easternmost Arabian Shield. – J. Geol. Soc., London, vol. 140 № 6, pр. 867–876.

Beliatsky B.V., Laiba A.A., Mikhalsky E.V., 1994. U-Pb zircon age of metavolcanics from Fisher Massif (Prince Charles Mountains), «Antarctic Science», 6 (3), pp.355–358.

Clark D.J., Hensen B.J., Kinny P.D, 2000. Geochemical constraints for a two-stage history of the Albany-Fraser Orogen, Western Australia // Prec. Res., V. 102. P. 155183.

Dalziel I.W.D., 1991. Pacific margins of Laurentia and East Antarctica-Australia as a conjugate rift pair: evidence and implications for an Eocambrian supercontinent. Geology, 19, pp. 598–601.

Greenwood W., Anderson R.E., Fleck R.J. & Schmidt D.L., 1976. Late Proterozoic cratonization in South-Western Saudi Arabia. – Phil. Trans. Soc., London, A. 280, p. 517–527.

Kinny P.D., Black L.P., Sheraton J.W, 1997. Zircon U-Pb ages and geochemistry of igneous and metamorphic rocks in the northern Prince Charles Mountains, Antarctica. AGSO Journal of Australian Geology & Geophysics, 16 (5), p. 637–654.

Meschede M., 1986. A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram. Chemical Geology, 56, pp. 207–218.

Mikhalsky E.V., Andronikov A.V., Belyatsky B.V., 1992. Mafic igneous suites in the Lambert-Amery rift zone. In: Yoshida Y., Kaminuma K., Shiraishi K. (Eds.) Recent progress in Antarctic Earth Sciences. Terrapub, Tokyo, pp. 173–178.

Mikhalsky E.V., Andronikov A.V., Beliatsky B.V. & Kamenev E.N. 1993. Mafic and ultramafic igneous suites in the Lambert-Amery rift zone. In: Findlay R.H., Unrug R., Banks M.R. & Veevers J.J. (eds.), Gondwana Eight. A.A.Balkema, Rotterdam, P. 541–546.

Mikhalsky E.V., Sheraton J.W., Laiba A.A., Beliatsky B.V., 1996. Geochemistry and origin of Mesoproterozoic metavolcanic rocks from Fisher Massif, Prince Charles Mountains, East Antarctica. Antarctica Science 8, London, pp. 85–104.

Mikhalsky E.V., Laiba A.A., Beliatsky B.V. & Stuwe K., 1999. Geology, age and origin of the Mount Willing area (Prince Charles Mountains, East Antarctica). Antarctica Science 11 (3), London, pp. 338–352.

Мikhalsky E.V., Sheraton J.W., Laiba A.A. et al., 2001. Geology of the Prince Charles Mountains, Antarctica. AGCO – Geoscience Australia, Canberra; Bulletin 247, pp. 1-210.

Mikhalsky E.V., Beliatsky B.V., Sheraton J.W., Roland N.W. 2006. Two distinct Precambrian terranes in the southern Prince Charles Mountains, East Antarctica: SHRIMP dating and geochemical constraints. Gondwana Research. V. 9. P. 291–309.

Mullen E.D., 1983. MnO/TiO2/P2O5: a minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its implication for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters, 62, pp. 53–62.

Nelson D.R., Myers J.S. Nutman A.P, 1995. Chronology and evolution of the middle Proterozoic Albany-Fraser Orogen, Western Australia. Australian Journal of Earth Sciences. 42, 481–4

Osanai Y., Shiraishi K., Takahaski Y. et al.,