Таймыро-Североземельский регион включает северо-западную часть Сибирского кратона, Енисей-Хатангский прогиб, Таймырский складчато-покровный пояс и Карский микроконтинент, или Карскую плиту [Богданов и др., 1998]. Поэтому знание тектонического строения этого сложно построенного региона имеет ключевое значение для понимания геодинамической эволюции как крупнейших структур Арктики, так и структур обрамления Сибирского кратона.

В мезопротерозое северо-западная окраина Сибири, так же как западная и восточная, представляла собой пассивную континентальную окраину [Богданов и др., 1998]. Однако уже в раннем неопротерозое у северо-западной окраины Сибири начинает формироваться островодужная система, т.е. пассивная континентальная окраина была трансформирована в активную [Vernikovsky et al., 2008]. Офиолиты и островные дуги продолжали формироваться здесь до конца неопротерозоя - 750-730 млн лет назад - Челюскинский и Становской пояса, 660 млн. лет назад - Усть-Таймырский пояс, затем они аккретировали и вошли в состав Сибирского кратона в венде в качестве Центрально-Таймырского аккреционного комплекса [Верниковский, 1996; Vernikovsky & Vernikovskaya, 2001]. Этот этап развития активной континентальной окраины завершился окраинно-континентальным рифтогенезом в осевой части Центрально-Таймырской зоны. Рифтогенез сопровождался излиянием маломощных потоков трахибазальтов, часто с шаровой и канатной отдельностью, на карбонатные верхнерифейские отложения колосовской свиты, а также образованием бимодальной вулканической серии, представленной базальтами и риолитами лаптевской свиты [Беззубцев и др., 1986; Забияка и др., 1986].

Все эти поздненеопротерозойские образования северо-западной окраины Сибирского кратона были перекрыты венд-палеозойским плитным комплексом пассивной континентальной окраины со свойственным платформенным режимом развития [Кабаньков и Соболевская, 1981; Погребицкий, 1971]. Причем на фоне накопления мелководных морских карбонатных и карбонатно-сланцевых отложений в позднем кембрии на границе Центрального и Южного Таймыра начинает формироваться глубоководный бассейн с отчетливыми чертами линейно вытянутого прогиба. По мнению В.Е. Хаина, этот прогиб на востоке смыкается с аналогичным бассейном внутренних районов Верхояно-Колымской системы, а на западе испытывает обмеление [Хаин, 2001]. Ось этого глубоководного трога располагалась южнее зоны причленения Центрально-Таймырского аккреционного блока к континенту, во фронтальной части крупного Пясино-Фаддеевского надвига.

В венде-ордовике на всем пространстве от Анабара до границы Центрального и Южного Таймыра отлагались карбонатные илы, т.е., в это время соседствовало образование плитных формаций: терригенно-карбонатной на склоне Анабарской антеклизы, карбонатной мелкого моря на юге Таймыра и черносланцевой глубокого моря на Центральном Таймыре. В течение силура-девона продолжалось расширение площади Анабарского свода, а в широкой полосе к северу от него (вплоть до южной границы Таймырской складчатой системы) происходило формирование ранне-среднедевонской эвапоритовой соленосной формации [Государственная…, 1998].

В начале среднего карбона карбонатные осадки на Таймырском шельфе начали вытесняться терригенными. Эта качественная смена осадконакопления была чрезвычайно важным элементом тектонического развития Севера Сибири. Ю.Е. Погребицкий связывал смену режима осадконакопления этого этапа с проявлением Таймырского орогенеза [Погребицкий, 1971]. Позднее, геодинамический анализ, выполненный с использованием всех имеющихся геолого-структурных, петрологических, геохронологических и палеомагнитных данных, убедительно показывает, что смена карбонатного осадконакопления терригенным связана со столкновением Сибирского континента с Карским микроконтинентом и с образованием крупного орогенного сооружения [Богданов и др., 1998; Верниковский, 1996; Хаин, 2001; Metelkin et al., 2005]. В результате этой коллизии в Северо-Таймырской зоне произошло формирование зонального регионально-метаморфического комплекса пород (от амфиболитовой до зеленосланцевой фаций), вмещающего синколлизионные известково-щелочные гранитоиды. Наиболее ранние датировки (306-275 млн. лет) последних соответствуют позднему карбону - ранней перми. В поздней перми в Северо- и Центрально-Таймырской зонах происходит образование постколлизионных плутонов гранитов и гранодиоритов с возрастом 264-258 млн. лет, которые прорывают как докембрийские, так и палеозойские отложения с формированием контактово-метаморфических ореолов.

Формирование крупного Карского орогена и общее надвигание структур Северного и Центрального Таймыра на юг-юго-восток привело к образованию в Южно-Таймырской зоне передового позднепалеозойского прогиба во фронтальной части глубинного надвига [Верниковский, 1996; Хаин, 2001] Последовательные нисходящие движения в прогибе прослеживаются от среднего карбона до нижнего триаса. За этот период с Карского орогена в прогиб поступил весьма значительный объем обломочного материала.

К концу перми, по данным Ю.Е. Погребицкого [Погребицкий, 1971], северный борт прогиба оказался смещенным в сторону его оси на 150 км , что свидетельствует об интенсивности горизонтального сжатия на этом этапе. Интенсивное сжатие в конце перми, обусловленное продолжающимся движением Карского микроконтинента на юг, продолжалось и в течение триаса, так как образования прогиба в той или иной степени дислоцированы, причем интенсивность тектонических деформаций, как разрывных, так и пликативных, заметно уменьшается по направлению на юг.

Развитие Южно-Таймырского прогиба характеризовалось возрастанием интенсивности погружения со временем. Заметно повышенная скорость прогибания совпадает с предынверсионной фазой в конце перми - начале триаса, когда происходит формирование желобов рифтогенного типа и грабен-синклиналей. Рифтогенез конца перми и особенно раннего триаса как в Южно-Таймырском прогибе, так и в Тунгусской синеклизе сопровождался интенсивным трапповым магматизмом.

К концу раннего триаса была в основном сформирована Таймырская складчато-надвиговая система. Инверсия Южно-Таймырского прогиба началась в индский век и продолжалась в течение всего триаса. К югу от зоны инверсии складчатость быстро затухала, а сама зона инверсии определила местоположение северного борта Енисей-Хатангского прогиба. Здесь принципиальное отличие движений ранней и средней юры от более ранних событий заключается в накоплении терригенных комплексов чехла на всей территории регионального прогиба [Конторович и др., 1994].

В позднеюрскую эпоху происходило усложнение внутренней структуры бассейна за счет формирования протяженной системы мегавалов, которая контролировалась Малохетско-Рассохинско-Балахнинским разломом [Конторович и др., 1994]. Вероятно, эта структурная перестройка была обусловлена тектоническими событиями, которые проявились в то же самое время на смежных территориях. Прежде всего, это - коллизия Колымо-Омолонского микроконтинента с краем Сибирской платформы [Хаин, 2001]. В то же самое время, в конце юры и в начале мела, т.е. в позднекиммерийскую эпоху, вдоль северного края Свальбардской и Карской плит образовалась структура растяжения, в результате чего от них была отделена узкая полоса континентальной коры, ставшая впоследствии хребтом Ломоносова, которая начала свое перемещение с запада на восток [Богданов и др., 1998].

В позднемеловое время происходило плавное погружение Енисей-Хатангского прогиба. При этом скорость прогибания последовательно снижалась, соответственно, вверх по разрезу морские образования вытесняются континентальными, получившими преобладание начиная с олигоцена, когда происходит общее поднятие Сибирской платформы, Таймыра, Карской плиты и Енисей-Хатангского прогиба [Богданов и др., 1998]. Все эти тектонические процессы на шельфе и континентальной окраине представляли собой отражение крупнейшего события данного этапа - раскрытие Евразийского океанского бассейна и зарождение Арктического срединного хребта - хребта Гаккеля.

Литература

Ссылка на статью:

Верниковский В.А. Тектоническое строение Таймыро-Североземельского региона и его геодинамическая эволюция. Геология полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. Том 1, 2009, с. 90-94.