Геотектоника, 2022, № 2, стр. 21-57

ВВЕДЕНИЕ

В современной структуре Западной Арктики архипелаг Новая Земля представляет собой возрожденное миоцен‒плиоценовое орогенное поднятие на границе Баренцева и Карского морей, особенности геологического строения которого являются геолого-геофизической основой экстраполяции на прилегающие акватории, перспективные на углеводородное сырье (рис. 1).

Рис. 1.

Положение архипелага Новая Земля в Арктике (по данным [43]).

На архипелаге Новая Земля было открыто, разведано и сдается в эксплуатацию крупное месторождение серебросодержащих свинцово-цинковых руд и есть предпосылки для открытия еще ряда подобных объектов, имеются проявления флюорита, золота с промышленными содержаниями по данным бороздового и штуфного опробования. Также обнаружено непромышленное по содержаниям, но весьма крупное по запасам месторождение стратифицированных карбонатных марганцевых руд и небольшие по объему, но богатые по содержаниям проявления окисленных руд марганца, также известны проявления гипса-ангидрита, бурого и каменного угля, агатов.

Наряду с практическими интересами, изучение геологии региона важно для решения ряда научных проблем по тектонике и истории геологического развития не только самого арх. Новая Земля, но и всей Арктики.

В 2004 и 2005 годах на юге и крайнем севере Новой Земли проводились международные полевые исследования, организованные профессором Д. Джи (Университет Уппсала, Швеция) с целью решения некоторых спорных вопросов местной геологии путем отбора и датирования детритовых цирконов из представительных геологических разрезов возрастного диапазона от кембрия по пермь включительно [37, 39].

Последние геологические наблюдения с отбором проб детритовых цирконов из разрезов палеозоя и низов триаса западного побережья арх. Новая Земля были выполнены под руководством Н.Н. Соболева (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия) с участием авторов настоящей с-татьи в 2014‒15 гг., А.М. Никишиным и др. (МГУ им. М.В. Ломоносова, геологический факультет, г. Москва, Россия), А.К. Худолеем (СПбГУ, г. Санкт-Петербург, Россия), отбор проб на палеомагнитные исследования был проведен В.Л. Верниковским и др. (ИНГГ СО РАН, г. Новосибирск, Россия).

Целью нашей статьи является обсуждение результатов проведенных исследований, включая установление возраста фундамента (допалеозойского основания), и геодинамических обстановок осадконакопления Северного блока, значения каледонского тектогенеза в геологической истории архипелага, возраст и причины позднегерцинско (?) ‒ раннекиммерийской складчатости, возраст и формирование современного рельефа архипелага и дна прилегающих акваторий.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Архипелаг Новая Земля входит в систему окраинно-материковых шельфовых и внутриматериковых шельфово-континентальных плит восточного обрамления Норвежско-Гренландского и Евразийского бассейнов Северного Ледовитого океана. Пайхойско-Новоземельский ороген вместе с Северо-Сибирским порогом отделяют Печорскую материковую и Баренцево-Карскую плиты от северного продолжения Западно-Сибирской плиты – Южно-Карской плиты. Переход складчатых структур Пай-Хоя – Новой Земли к недеформированному чехлу Печорской плиты достаточно резкий, разломный. На востоке погребенные складчатые комплексы прослеживаются по геофизическим данным на 100‒150 км, сменяясь через серию разрывных нарушений отложениями чехла Южно-Карской плиты.

Непосредственно к северо-западу от арх. Новая Земля в рельефе морского дна прослеживается узкий желоб (Предновоземельский прогиб), расширяющийся к северо-востоку и переходящий в желоб Святой Анны. К западу от него, параллельно о. Северному архипелага, проходит полоса поднятий, образующих узкую Адмиралтейскую горстовую гряду, в стратиграфическом разрезе которой, по данным буровых работ и геофизики, участвуют толщи перми, близкие таковым юго-запада‒запада Новой Земли, что позволяет рассматривать Адмиралтейскую гряду как погребенную часть Новоземельской складчатой системы.

Модель земной коры арх. Новая Земля и прилегающих акваторий на основании материалов региональных геофизических исследований отвечает строению коры континентов [4, 8, 9] (рис. 2).

Рис. 2.

Геолого-геофизический разрез сейсмо-стратиграфических комплексов осадочного чехла Баренцево-Карского региона по опорному профилю АР–2 (по полученным данным ГЗ, ОГТ). 1‒2 ‒ терригенные отложения: 1 ‒ кайнозойские, 2 ‒ мезозойские; 3 ‒ палеозойские карбонатно-терригенные отложения; 4 ‒ рифейский параплатформенный комплекс; 5 ‒ архей‒протерозойский консолидированный фундамент; 6 ‒ нижняя (базальтовая) кора; 7 ‒ верхняя мантия

Граница Мохоровичича прослеживается здесь на глубине 28–34 км, граница Конрада – на глубине 20–22 км, а кровля гранитно-метаморфического слоя – в 8–12 км от поверхности.

Структуры потенциальных геофизических полей Новой Земли близки потенциальным полям прилегающих акваторий (рис. 3, рис. 4). Для них характерны изометричные и слабо вытянутые формы аномалий при незначительной их контрастности. Это принципиально отличает поля Новой Земли от контрастных линейных аномальных полей Урала. Это, несомненно, обусловлено различиями в строении и составе структурно-вещественных комплексов, слагающих эти регионы.

Рис. 3.

Карта аномального магнитного поля Баренцево-Карского региона.

Рис. 4.

Карта аномального гравитационного поля Баренцево-Карского региона.

Складчатые структуры архипелага Новая Земля, сложенные породами всех отделов палеозоя, местами неопротерозоя и низов триаса, меняют свое простирание в направлении с юга–юго-запада на север–северо-восток; в целом, согласно с общей современной конфигурацией архипелага (рис. 5).

Рис. 5.

Схема геологического строения и магматических комплексов арх. Новая Земля. 1‒3 – складчатые мегакомплексы: 1 ‒ доордовикский (тиманский), 2 ‒ раннекиммерийский, антиклинории и антиклинали (Є‒D, реже С_1–2), 3 – синклинории и седловины (С₂‒Р, Т₁); 4 ‒ разломы: а ‒ надвиги и взбросы, б ‒ прочие разломы; магматические комплексы (5‒15): 5–7 – неопротерозоя: 5 ‒ якорнинский зеленокаменно-измененных базитов, 6 ‒ митюшевский аляскит-гранитовый, 7 ‒ митюшевский аляскит-гранитовый, предположительно с тектоническими клиньями мезопротерозоя (губа Сев. Сульменева); 8 ‒ неопротерозоя‒низов палеозоя (русановский метагаббро-долеритовый); 9 ‒ фанерозоя (позднеживетско‒раннефранский костиншарский базальт-долеритовый); 10‒13 ‒ раннемезозойские: 10 ‒ черногорский (монцо) диорит-гранодиорит-гранитовый, 11 ‒ сарычевский аляскитовых гранитов-лейкогранитов (а ‒ интрузивы, б ‒ дайки), 12 ‒ рогачевский ‒ трубки взрыва χ₁, раховский – дайки лампрофировые χ₂, 13 – безымянинский пикродолерит-трахидолеритовый; 14 ‒ позднего мезозоя (?) ‒ желанинский габбро-долеритовый; 15 ‒ позднего кайнозоя ‒ вершининский ультрабазит-базитовый

Они созданы постпермским орогенезом, сопровождавшимся внедрением мелких интрузивных массивов и даек монцодиорит-гранодиоритовой и гранитовой – гранит-аляскитовой магматических формаций [13, 23] (рис. 6).

Рис. 6.

Раннетриасовые датировки цирконов из орогенных гранитов восточного побережья арх. Новая Земля (гора Черная).

По особенностям строения геологического разреза (в первую очередь, для нижнего палеозоя– силура) обособляются три геоблока – Северный, Центральный и Южный. Показаны тектоно-стратиграфические комплексы и особенности строения выделенных геоблоков, структурно-формационная зональность для фанерозоя Новой Земли (рис. 7, рис. 8).

Рис. 7.

Схема соотношения тектоно-стратиграфических комплексов арх. Новая Земля. 1–6 – глубоководные тектоно-стратиграфические комплексы склонов и глубоководных впадин: 1 – флишоидный средних глубин (относительно глубоководный), 2 – глинистый (аспидный) глубоководный (относительно глубоководный), 3 – карбонатно-глинистый глубоководный (относительно глубоководный), 4 – карбонатно-кремнисто-глинистый (глубоководный), 5 – кремнисто-глинистый и глинисто-кремнистый (глубоководные), 6 – карбонатный (глубоководные): а – известняковый, б – песчано-известняковый; 7 – комплексы передовых впадин и межгорных прогибов (терригенный молассовый и молассоидный мелководный и прибрежно-морской); 8–10 – комплексы шельфовых и внутренних морей: 8 – карбонатные и терригенно-карбонатные мелководные и прибрежно-морские, 9 – песчано-глинистый мелководный и относительно глубоководный, 10 – терригенный и карбонатно-терригенный мелководный и прибрежно-морской; 11 – комплексы фундамента (кристаллические сланцы и мрамор); 12 – реперные комплексы: а – терригенно-вулканогенный, б – вулканогенно-терригенный; 13 – марганцевоносные отложения; 14 – гипсы; 15 ‒ пестроцветные отложения; 16 – отложения отсутствуют; 17 – горизонты карбонатных пород в комплексах орогенного типа

Рис. 8.

Структурно-формационная зональность для палезоя арх. Новая Земля. Обозначены (цифры в кружках) области распространения тектоно-стратиграфических комплексов: 1 ‒ карбонатный и терригенно-карбонатный (1а ‒ расположен в пределах северного геоблока); 2 – терригенный и кремнисто-терригенный; 3 ‒ терригенный турбидитный; 4 ‒ промежуточный. 1‒4 ‒ комплексы: 1 – карбонатный и терригенно-карбонатный мелководный (средних глубин), мелководный-прибрежно морской (на севере); 2 – терригенный (средних глубин) и кремнисто-терригенный (относительно глубоководный); 3 – терригенный с превалирующими турбидитами и молласоидами; 4 – дифференцированный карбонатно-терригенный (промежуточный)

В пределах Южного геоблока на юге и вдоль западного побережья Новой Земли с ордовика по ранний девон формировались мелководные шельфовые карбонатные и терригенно-карбонатные осадки, близкие комплексам Тимано-Печорской области.

Со второй половины девона по начало перми возникает новая структурно-фациальная зональность с накоплением в восточных и северо-восточных районах доманикоидных, глубоководных терригенных и кремнисто-терригенных отложений с олистолитами, текстурами взмучивания и перемешивания осадка (рис. 9).

Рис. 9.

Литолого-стратиграфический профиль – I₁–I₂, острова Южный. 1–8 – мелководные морские отложения: 1 – комплекс фаций рифтового плато, 2 – известняки (преимущественно биокластические иловые и илово-зернистые), 3 – известняки с прослоями брахиоподовых известняков, 4 – отдельные органические постройки, 5 – гипсы, 6 – алевролиты, 7 – кварцевые песчаники, 8 – конгломераты; 9–18 – батиальные отложения: 9 – пелитоморфные известняки, 10 – кремнистые известняки с радиоляриями, 11 – аргиллиты и пелитоморфные известняки, 12 – дакриоконаридовые известняки с прослоями черных аргиллитов, 13 – аргиллиты с прослоями дакриоконаридовых известняков, 14 – аргиллиты, ритмично переслаивающиеся с кварцевыми песчаниками, 15 – оползни, 16 – отложения обломочных потоков: а – карбонатные брекчии, б – валунно-галечные конгло-брекчии в ассоциации с алькаренитами, 17 – фтаниты, 18 – черные радиоляриевые кремнистые сланцы; 19 – карбонатные и кремнисто-карбонатные руды Mn; 20–21 – вулканогенные отложения: 20 – базальты, 21 – туфы базальтов; 22 – амплитуда предфранского размыва

Показаны палеофациальные особенности строения Центрального геоблока (рис. 10).

Рис. 10.

Литолого-стратиграфический профиль – II₁–II₂, от губы Северная Сульменева до горы Черная (побережье Карского моря). 1 – туффиты, туфопесчаники; 2 – базальты и их туфы; 3 – конгломераты, гравелиты; 4 – песчаники, кварцитопесчаники; 5 – кремнистые породы; 6 – сланцы и аргиллиты; 7 – метаалевролиты; 8 – алевропесчаники; 9 – известняки, доломиты, известковистые песчаники; 10–13 ‒ ископаемые остатки: 10 – брахиоподы и моллюски, 11 ‒ кораллы и строматопораты, 12 – конодонты, 13 – флора; 14 – рифы, биогермы, биостромы; 15 – стратиграфические несогласия; 16 – фациальные переходы; 17 – отложения отсутствуют

На приведенном профиле хорошо распознаются еще два этапа со скользящими границами:

‒ от среднего девона до позднего карбона-начала перми;

‒ пермский–раннетриасовый с двумя подэтапами.

В первый этап произошло обособление двух зон – западной зоны с накоплением мелководных карбонатных осадков большой мощности и восточной зоны с конденсированными карбонатными доманикоидными и кремнисто-терригенными отложениями. В раннем фране в условиях рифтогенеза сформировалась вулкано-плутоническая ассоциация толеитов, изливавшихся как в субаэральных (на западе), так и в относительно глубоководных условиях (в центральных и восточных районах). В восточной зоне, начиная с каменноугольного времени, отмечается появление в разрезе карбонатных пород и возрастание мощности осадков, что указывает на близость восточного борта этого прогиба.

С уфимского века (второй этап) произошла новая перестройка фациальной зональности. Уральский ороген, возникший к югу от Новой Земли, начал поставлять обломочный материал в северо-западные (Предуральский прогиб), а затем и более северные (Новоземельский бассейн) регионы (рис. 11). Со второй половины татарской эпохи перми и в начале триаса накапливались молассоидные сублиторальные и континентальные осадки, обнажающиеся исключительно на западном побережье архипелага [23, 30] (рис. 12).

Рис. 11.

Литолого-палеогеографическая схема на раннеуфимское время по линии г. Нарьян-Мар–о. Северный (арх. Новая Земля). Обозначены (римские цифры) фациальные зоны. 1 – прибрежная равнина; 2 – шельф; 3 – континентальный склон; 4 – подножие склона (зона дикого флиша); 5‒6 ‒ ложе бассейна, зоны турбидитов: 5 – песчаных, 6 – глинистых; 7 – места расположения разрезов и мощность отложений (м); 8 – границы фациальных зон: а – установленные, б – предполагаемые

Рис. 12.

Схематический лито-фациальный профиль верхнепермских отложений по линии г. Нарьян-Мар‒о. Вайгач‒о. Северный (арх. Новая Земля). 1 – угленосные паралические и континентальные отложения; 2 – шельф; 3 – континентальный склон; 4 – подножие склона (зона лавинной седиментации); 5‒6 ‒ ложе бассейна, зоны турбидитов: 5 – песчаных, 6 – глинистых; 7 – олистостромы; 8 – места расположения разрезов и мощность отложений; 9 – границы и номера фациальных зон

Северный блок отличается разрезами кембрия, ордовика и частично силура, а также верхов среднего и верхнего палеозоя [1, 26, 27] (рис. 13). Кембрий‒силур сложены мощным (более 7‒10 км), преимущественно турбидитовым, песчано-сланцевым комплексом с небольшой долей карбонатных пород. Этот комплекс в позднем ордовике и силуре ассоциирует с молассоидными образованиями. Их доля увеличивается вверх по разрезу, что свидетельствует о заполнении и постепенном отмирании относительно узкого трога с крутыми бортами и выровненным рельефом дна. Черносланцевые отложения накапливались в анаэробной обстановке, возможно, сероводородного заражения.

Рис. 13.

Лито-стратиграфический профиль – III₁–III₂ (северная часть о. Северный). 1 – туффиты, туфопесчаники; 2 – базальты и их туфы; 3 – конгломераты и гравелиты; 4 – песчаники и кварцитопесчаники; 5 – кремнистые породы; 6 – сланцы и аргиллиты; 7 – метаалевролиты; 8 ‒ алевропесчаники; 9 – известняки, доломиты и известковистые песчаники; 10–13 ‒ ископаемые остатки: 10 – брахиоподы и моллюски, 11 ‒ кораллы и строматопораты, 12 – конодонты, 13 – флора; 14 – рифы, биогермы, биостромы; 15 – стратиграфические несогласия; 16 – фациальные переходы; 17 – отложения отсутствуют

В начале раннего девона в ряде мест на западе архипелага в литоральной и флювиально-дельтовой обстановках отложились пестроцветные и красноцветные осадки.

Во второй половине лохковского века девона происходит выравнивание условий седиментации, проявленное на всей территории Новой Земли. В мелководных условиях формировались карбонатные осадки, местами органогенные постройки, почти повсеместно распространены строматолиты.

В районе залива Екс (крайний север Карского побережья арх. Новая Земля) прослеживаетcя стратиграфическое несогласие между нижним девоном и верхним карбоном-пермью с постепенным выклиниванием маломощных шельфовых мелководных осадков от среднего девона до среднего карбона включительно. Это свидетельствует о существовании здесь в позднем палеозое устойчивого поднятия, возможно, связанного с герцинским тектогенезом, проявленным на Северной Земле. Приведенные профили (см. рис. 9, см. рис. 10, см. рис. 11, см. рис. 12, см. рис. 13) дают наглядное представление о палеозойской истории и геодинамике архипелага.

ГЕОЛОГИЯ И ТЕКТОНИКА арх. НОВАЯ ЗЕМЛЯ

Возраст фундамента

По особенностям допалеозойского основания и последующему додевонскому геологическому развитию выделяются два блока – Южный и Северный (рис. 14).

Рис. 14.

Схема блокового строения арх. Новая Земля (по данным [22], с изменениями и дополнениями).

Южный блок сложен метаосадками зеленосланцевой фации и создан тиманской орогенией, что выражено угловым и азимутальным несогласием между вендом-(низами кембрия?) и ордовиком [7, 14, 36, 37, 39] (рис. 15, а, б). Это несогласие наблюдалось в коренных обнажениях, хорошо дешифрируется на аэрофотоснимках и подтверждено данными цирконометрии (см. рис. 15, в).

Рис. 15.

Возраст пород арх. Новая Земля. (а) – выходы докембрийских пород на арх. Новая Земля; (б) – контакт неопротерозоя‒нижнего кембрия и ордовика на п-ове Пиритовый; (в) – определение возраста пород по циркону, по [42]; 1–2 – венд: 1 – метапесчаники, 2 – метаалевролиты; 3–5 – ордовик: 3 – конгломераты, 2 – песчаники, 3 – алевропесчаники

Сведения о фундаменте Северного блока менее определенны, чем для Южного блока. Он также позднепротерозойский, но создан орогенией более раннего возраста. В нем присутствуют микроблоки кристаллических пород, предположительно, мезопротерозоя (рис. 16, рис. 17, рис. 18). Данные определения возраста по циркону Sm/Nd, K‒Ar и Ar/Ar изотопного возраста образований Северного блока подчас противоречивы и неоднозначны (табл. 1, табл. 2, табл. 3). Условная граница между блоками проводится по предполагаемому продолжению зоны допалеозойского Байдарацкого глубинного разлома под песчано-сланцевыми толщами перми так называемой Кармакульской седловины. Эта граница хорошо распознается в потенциальных полях (см. рис. 3, см. рис. 4).

Рис. 16.

Геологическая карта массива Митюшев Камень. 1 – ледник; 2 – четвертичные отложения; 3 – нижнедевонские карбонатные породы; 4 – силурийские терригенные породы; 5 – гибридные(гранитизированные) породы по метабазитам и метаосадочным отложениям; неопротерозойские гранитоиды (6–10): 6‒9 ‒ граниты: 6 – крупнозернистые аляскитовые, 7 – мелко- и среднезернистые, 8 – порфиробластовые, 9 – пегматитовые; 10 – порфиробластовые плагиограниты и гранодиориты; 11‒12 ‒ породы: 11 – окварцованные, 12 – гнейсированные; 13‒14 зоны: 13 – милонитизации и катаклаза, 14 – рассланцевания; 15 – жилы раннемезозойских гранитов; 16 – дайки метабазитов неопротерозоя; 17 – разломы: а – достоверные, б – предполагаемые; 18 – надвиги; 19 – геологические границы; 20 – фациальные границы

Рис. 17.

Контакт между неопротерозойскими митюшевскими гранитоидами и несогласно перекрывающей их осадочной толщей силура г. Запасова. 1 – песчаники с галькой гранитов; 2 – алевропесчаники; 3 – зона выветривания гранитов; 4 – граниты; 5 – разломы; 6 – пробы из песчаников и гранитов

Рис. 18.

Геологическая карта района губы Северной Сульменева. 1 – ледники; 2 – четвертичные осадочные породы; 3 – раннемезозойские гранитоиды (жилы, дайки, штоки); 4 – позднедевонские долериты и габбродолериты (силлы); 5 – алевролиты, сланцы и песчаники среднего девона; 6 – песчаники и конгломераты верхнего силура; 7 – алевролиты, сланцы и песчаники нижнего силура; 8 – якорнинский метабазит‒метаультрамафитовый комплекс; 9–10 – сульменевская серия: 9 – кристаллические сланцы, амфиболиты, редко ‒ кварциты и плагиогнейсы; 10 – мраморы; 11 – неопротерозойские граниты и пегматиты (силлы, дайки); 12 – разломы: а – достоверные, б – предполагаемые, в – надвиги; 13 – элементы залегания пород

Таблица 1.  

Метаморфические и магматические породы губы Северная Сульменева (запад о. Северный)

№ п/п	№ образца	К‒Аг (млн лет)	Изотопы U‒Pb (Pb‒Pb), (Sm‒Nd), (Rb‒Sr) (млн лет)	Аналитик	Метод датирования	Порода
1	110к-В	–	1550 ± 80   1490 ± 100	А.П. Чухонин (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия)	Термоион. эмиссия по микронавескам циркона, (1984 г.)	Двуслюдяной кристаллический сланец
2	107к-12а	–	1300 ± 90	А.П. Чухонин (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия)	Термоион. эмиссия по микронавескам циркона, (1984 г.)	Плагиогранит
4	110к-5	–	618 ± 8 и 181 = 25	J.Walker (University of Kansas, Kansas, USA)	SHRIMP по цирконам, (1996 г.)	Микродолерит
5	107к-1	584 ± 27	598 ± 26 и 174 ± 25	И.А. Загрузина (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия), J.Walker (University of Kansas, Kansas, USA)	K‒Ar классический (1985 г., 1996 г.)	Гранит аляскитовый
6	107к-1а + 129к-2	–	844 ± 53 (Pb ‒Pb); 303.9 ± 3.7 (Rb‒Sr); 1280 ± 70 (Sm‒Nd)	Б.В.Беляцкий (ИГГД, г. Санкт-Петербург, Россия)	2-х точечная изохрона, (2003 г.)	Гранит аляскитовый
7	107к-1а	–	739 ± 5	А.К. Худолей (СПбГУ, г. Санкт-Петербург, Россия)	SHRIMP по цирконам, (2005 г.)	Аляскитовый плагиогранит
8	107к-1А	–	737 ± 35 и 209 ± 38	Н.В. Гольцин (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия)	SHRIMP по цирконам, (2008 г.)	Аляскитовый плагиогранит
8а	107к-1А	–	675 ± 27	Е.Н. Лепехина (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия)	SHRIMP по цирконам, (2008 г.)	Аляскитовый плагиогранит
9	110к-10	–	700 ± (пики от 1100 до 1165; 2200)	Е.Н. Лепехина (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия)	SHRIMP по цирконам, (2008 г.)	Bi-гнейс с прожилками гранитов
10	108к-2	–	710 ± 5 (мелкий пик 1000)	Е.Н. Лепехина (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия)	SHRIMP по цирконам, (2008 г.)	Pl-Cl-Act сланец с жилками гранитов
10а	113к-1	–	604 ± 9 и 89 ± 42	J.Walker (University of Kansas, Kansas, USA)	SHRIMP по цирконам, (1996 г.)	Жилки гранитов среди долеритов позднего девона
11	109к-12	–	1000‒1200 (мелкий пик 500)	J.Walker, (University of Kansas, Kansas, USA)	SHRIMP по цирконам, (2008 г.)	Pl-Amf сланец
12	133к-8	–	711 ± 5	Е.Н. Лепехина (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия)	SHRIMP по цирконам, (2015 г.)	Амфиболитит (горнблендит)

Таблица 2.  

Граниты района гранитоидного массива Митюшев Камень (запад о. Северный)

№ п/п	№ образца	К‒Аг (млн лет)	U‒Pb (млн лет)	Аналитик	Метод датирования	Порода
13	48к-1	–	680 ± 50 и 730 ± 50	А.П. Чухонин (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия), В.Л. Андреичев (ИГ КФАН, г. Сыктывкар, Россия)	Термоионная эмиссия циркон, (1984 г., 1982 г.) K‒Ar классический	Пегматоидный гранит
14	48к-1	325 ± 11	–			Пегматоидный гранит
15	68к-2. гора Литке	445 ± 16	–	А.П. Чухонин (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия), В.Л. Андреичев (ИГ КФАН, Сыктывкар)	Термоионная эмиссия циркон, (1984 г., 1982 г.) K‒Ar классический	Порфиробласти- ческий гранит
16	68к-2	–	717 ± 4 и 235 ± 11	J. Walker (University of Kansas, Kansas, USA)	SHRIMP, циркон, (1996 г.)	Порфиробласти- ческий гранит
17	48к-1	–	609 ± 4 H 189 ± 22	J. Walker (University of Kansas, Kansas, USA)	SHRIMP, циркон, (1996 г.)	Порфиробласти- ческий гранит
18	41к-4	–	587 ± 7	J. Walker (University of Kansas, Kansas, USA)	SHRIMP, циркон, (1996 г.)	Порфировидный гранит
19	64к-1 залив Енисей	–	726 ± и 215–220	А.К. Худолей (СПбГУ, г. Санкт-Петербург, Россия)	SHRIMP, циркон, (2005 г.)	Гранит-аплиты прорывают нижний девон
20	23к-1	–	479 ± 10	А.К. Худолей (СПбГУ, г. Санкт-Петербург, Россия)	SHRIMP, циркон, (2005 г.)	Галька гранита из конгломератов силура

Таблица 3.  

Осадочные породы силура района граниоидного массива Митюшев Камень (запад о. Северный)

№ пп	№ образца	U‒Pb, возраст (млн лет)	Порода
21	10к + 10к-1	540‒620, 710 и 510	Песчаники, залегающие на вендских гранитах
22	14к-1	650, 510	Конгломерат из силура
23	32к-7	650, 345, 450	Гравелиты с жилами гранитов
24	40к-6	615, 495‒500	Кварцитопесчаники

Примечание. Метод датирования SHRIMP, циркон, 2008 г., аналитик Н.В. Гольцин (г. Санкт-Петербург, ВСЕГЕИ).

Радиологический анализ пород арх. Новая Земля

На юго-западном побережье о. Северного в губе Митюшиха находится гранитоидный массив Митюшев Камень, приуроченный к зоне Главного Новоземельского разлома [9, 22] (см. рис. 16). Этот интрузив образует три разрозненных выхода. Его основное тело площадью до 50 км² представляет собой тектоническую пластину шириной в 4‒5 км, наклоненную к востоку под углами от 30° до 60°‒70°. Помимо тектонических контактов, наблюдались и стратиграические взаимоотношения с окружающими массив отложениями.

В районе горы Запасова псефито-псаммитовые породы силура‒нижнего девона залегают на лимонитизированной коре выветривания (?) гранитов мощностью до 5‒8 м и содержат гальку и валуны этих гранитов (см. рис. 17). Приведены определения позднерифейского возраста цирконов из гранитоидов массива Митюшев Камень приведены (см. табл. 2).

На юге массива Митюшев Камень, в районе гор Литке и береговых обрывах залива Енисей, жилы молодых раннемезозойских аляскитовых гранитов местами прорывают отложения силура и нижнего девона. Из 46 зерен циркона, выделенных из псефито-псаммитовых отложений силура‒низов девона, перекрывающих граниты горы Запасова, были получены позднерифейские датировки с общим пиком около 650 млн лет, а из гальки плагиогранитов из конгломератов к юго-востоку от горы Приметной (отметка 651 м) – вендский возраст (см. табл. 2).

Севернее губы Митюшиха, в районе губ Северной и Южной Сульменевых (центральные районы западного побережья о. Северного), также в зоне Главного Новоземельского разлома, присутствуют узкие “клинья” сильно дислоцированных пород, метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма. Ранее из кварц-мусковит-биотитовых кристаллических сланцев, гнейсов и метабазитов (амфиболитов, амфиболовых сланцев) получены Pb‒Pb датировки раннего рифея‒ 1550 ± 80 и 1490 ± 100 млн лет, а из инъецирующих их лейкократовых мусковитовых гранитов – среднего рифея 1300 ± 90 млн лет (см. табл. 1). Двухточечная Sm/Nd изохрона показывает также среднерифейский возраст этих гранитов в 1280 ± 70 млн. лет, однако, в свете первичного изотопного состава (ε = +10.2), эта оценка маловероятна. В то же время, модельный возраст одного из образцов около 1 млрд лет. Ранее, ориентируясь на эти определения, мы считали, что датировка циркона из лейкоплагиогранитов отвечает времени становления в этом блоке коры континентального типа [14, 36].

Более позднее U‒Pb определение возраста по циркону (EXXON, USA, Houston, 1996 г) и (ЦИИ ВСЕГЕИ, 2008 г. и 2015 г.) датирует магматическую кристаллизацию цирконов из пород этого блока концом рифея – началом венда (эдиакарием) – 598 ± 26; 609 ± 4 млн лет из лейкоплагиогранитов и 618 ± 18 млн лет из дайки микродолеритов (см. табл. 2). Недавняя (ЦИИ ВСЕГЕИ, 2015 г.) U‒Pb датировка циркона по 11 точкам из мономинеральной роговообманковой метаморфической породы (горнблендита по метбазиту) из нашей коллекции – 711 ± 5 млн лет – подтвердила датировку 2008 года из плагиоклаз-хлорит-актинолитового сланца (по метадиабазу(?)) – около 710 млн лет. К‒Аr датировки мусковита из жил пегматитов, деформированных вместе с вмещающими их сланцами, (Загрузина, ВСЕГЕИ, 1985 г.) ‒ 584 ± 27 млн лет, амфибола из кристаллических сланцев – 645 ± 53 млн лет, амфибола из амфиболита (вторичного горнблендита по метабазиту) – 218 млн лет.

Приведем еще две U‒Pb датировки циркона из зоны Главного Новоземельского разлома. Одна проба с северного берега губы Северная Сульменева взята из элювия молодых (раннемезозойских) гранитов, расположенных в поле развития пород среднего и верхнего девона, возраст которых установлен по остаткам фауны, и силлов базитов в этих породах. Диабазы вблизи гранитов сильно амфиболизированы, однако возраст циркона из прорывающих их гранитов составляет 604 ± 9 млн лет и 89 ± 49 млн лет. Другая проба с п-ова Домашний в губе Северной Сульменевой (ВСЕГЕИ, 2015 г.) по 11 точкам из мономинеральной роговообманковой метаморфической породы (горнблендита) по метабазиту показала возраст 711 ± 5 млн лет (см. табл. 2).

Определение возраста диабазов по циркону из коллекции О. Хольтедаля c северного берега пролива Маточкин Шар вблизи выходов гранитов массива Митюшев Камень (одна проба) и северного берега губы Машигина (три пробы), находящихся в зоне Главного Новоземельского разлома, дала противоречивые результаты [32]. Возраст цирконов из диабазов составил от 704 ± 5 до 716 ± ± 8 млн лет. Кроме того, получены мезозойские значения возрастов – 200 ± 100 и 227 ± 170 млн лет. На основе этих данных предполагалось, что все дайки диабазов интрудируют “немые” толщи докембрия, отделенные от отложений девона зонами сдвигов и было сделано заключение об островодужных дайках (?) криогения (среднего неопротерозоя), связывая энсиматические островные дуги с последствием распада палеоконтинента Родиния 750 млн лет назад [32] (рис. 19).

Рис. 19.

Схематическая геологическая карта района губы Машигина (по [34], с изменениями и дополнениями). 1 – пермь (сланцы и известняки; 2 – карбон (доломиты и известняки); 3 – девон (сланцы и песчаники); 4 – докембрий (песчаники, сланцы, конгломераты); 5 – докембрий (?) (вулканокластические породы); 6 – магматические породы; 7 – ледник; 8 – места отбора проб экспедицией О. Хольтедаля, проанализированные Ф. Корфу [34]

Однако, в результате геологического картирования масштаба 1 : 200 000 достоверно установлено, что по берегам губы Машигина, где О. Хольтедаль отбирал пробы, широко развиты вулканогенно-осадочные образования нижнего франа и песчано-сланцевые толщи эйфеля‒живета, насыщенные силлами, а не дайками, диабазов, которые отчетливо распознаются на аэрофото- и космоснимках (рис. 20). Осадочные толщи содержат ископаемые остатки фауны, подтверждающие их возраст (в том числе, конодонты), а силлы диабазов имеют активные контакты с вмещающими породами [31] (рис. 21).

Рис. 20.

Аэрофотоснимок северного берега губы Машигина. Отмечены (зеленым) пластовые тела долеритов D_2–3.

Рис. 21.

Геологическая карта губы Машигина с местами находок фауны девона (а), девонские конодонты (б).

К северо-востоку от массива Митюшев Камень и севернее него, у южного подножия горы Приметной, обнажаются псаммитовые и псефитовые породы силура‒нижнего девона с валунами и галькой плагиогранитов, кварцитов и диабазов. Из них получена хорошая конкордия с возрастом около 615 млн лет, и еще имеется слабо выраженный возрастной пик около 520 млн лет (рис. 22). Эта конкордия соответствует плагиогранитным валунам, которые резко превалируют в конгломератах с очень малым количествам цемента типа соприкосновения. Граниты у подножия горы Приметной прорывают эти обломочные породы, что указывает на их раннемезозойский возраст. В пределах Северного блока, на крайнем северо-западе и на северо-восточной оконечности архипелага на филлитах неясного (предположительно, вендского) возраста без видимого углового несогласия залегают кембрийско‒силурийские, преимущественно турбидитовые отложения с трилобитами и граптолитами, подтверждающими их возраст. Их общая мощность достигает 7‒8 км [14, 26, 27]. Возраст и состав фундамента, подстилающего киммерийский (вендско (?)‒пермский) складчатый мегакомплекс, как и особенности седиментогенеза этого палеобассейна, неясны.

Рис. 22.

Конкордия возрастов конгломератов S₁_D₁.

По Х. Лоренцу с соавт. [37], возраст наиболее древних детритовых цирконов из низов разреза бухты Мака (залив Иностранцева) – 530 млн лет, выше по разрезу – 515 млн лет, а из района залива Сахарова – 550–520 млн лет, что соответствует границе венда‒палеозоя, нижнему и среднему кембрию (см. табл. 2, рис. 23). Вместе с тем, на основании богатого фактического материла можно уверенно говорить, что на самом севере о. Южный (губа Грибовая) и о. Северный (на западе и в центральных районах) есть все отделы кембрийской системы, отсутствующие на юге архипелага.

Рис. 23.

Гистограмма возрастов детритовых цирконов из палеозойских пород арх. Новая Земля.

Приведена составленная нами схема районирования фундамента Баренцево-Северо-Карского региона (рис. 24).

Рис. 24.

Схема становления и преобразования континентальной коры в Баренцево-Карском регионе. 1–6 – блоки с континентальной корой: 1 – дорифейские, 2 – гренвильские, 3 – гренвильские (с многочисленными дорифейскими микроблоками), 4 – допалеозойские (тиманские), 5 – герцинские, 6 – каледонские; 7–11 – конструктивные этапы преобразования континентальной коры в результате орогенеза и гранитообразования: 7 ‒ этапы: а – каледонские; б – предполагаемые (каледонские), 8 – элсмирско‒герцинские, 9 – герцинские, 10 – раннекиммерийские, 11 – альпийские; 12–18 – деструктивные этапы преобразования континентальной коры в результате рифтогенеза и (ультрамафит-)мафитового магматизма: 12 – поздний протерозой, 13 – поздний девон‒ранний карбон (базитовый магматизм), 14 – поздний девон‒ранний карбон (щелочно-ультраосновный магматизм),15 – ранний триас (рифтогенез), 16 – рифтогенез и базитовый магматизм, 17 – поздний мезозой, 18 – кайнозой; 19 – разломы; 20  ‒ разломы надвиговой природы; 21 – бровка континентального склона

Безусловно, есть веские основания полагать, что метаморфизм в зоне Главного Новоземельского разлома (особенно в районе губы Митюшиха и губы Северная Сульменева и губы Южная Сульменева) был дислокационным. Так, мраморы, вероятно, представляют собой метаморфиты по известнякам грибовской свиты нижнего девона; кристаллические сланцы и гнейсы первично являлись глинистыми сланцами и песчаниками тайнинской свиты нижнего-среднего девона, а докембрийские датировки получены из цирконов осадочных пород, тонко инъецированных гранитоидным материалом раннемезозойского (?) возраста. Известно, что малые тела и мелкие дайки лейкогранитов раннего мезозоя спорадически прослеживаются вдоль зоны Главного Новоземельского разлома на расстояние более 200 км. В окрестностях губы Митюшиха и губы Северная Сульменева и губы Южная Сульменева эти тела столь тонко проникают в терригенные толщи силура, что нередко бывает трудно визуально диагностировать первичную осадочную или магматическую природу таких гранитизированных образований. В отличие от этих районов, геологическая структура района губы Машигина достаточно простая, при этом она осложнена левыми сдвигами, но выходы докембрия и зон рассланцевания с островодужными вулканитами здесь отсутствуют.

КАЛЕДОНСКИЙ ТЕКТОГЕНЕЗ В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ арх. НОВАЯ ЗЕМЛЯ

Характер проявления и роль каледонских тектонических событий в геологический истории не только Новой Земли, но и других районов Арктики неоднократно являлись предметом обсуждения, поскольку представляют не только научный интерес, но и практическую значимость. Так, природа девонского орогенеза рассматривалась в монографии Ю.Г. Леонова [19], а в Колымо-Омолонском регионе Северо-Востока Азии с этим этапом связаны крупные золоторудные и золото-серебряные месторождения, локализованные в образованиях кедонской вулкано-плутонической ассоциации средне-позднедевонско‒раннекаменноугольного возраста.

На бóльшей части Новой Земли значительных перерывов в осадконакоплении на протяжении почти всего палеозоя не фиксируется. Только вдоль Баренцевского побережья и в южной части архипелага отмечается стратиграфический перерыв по залеганию нижнефранской вулканогенно-осадочной серии на размытых средне- и нижнедевонских отложениях (см. рис. 5).

Помимо этих событий, наиболее интересен для тектонических построений предсилурийский стратиграфический перерыв на западе центральных районов Новой Земли– от губы Безымянной и губы Грибовой на юге и до губы Архангельской на севере (см. рис. 5). В 1970‒80-е гг. было установлено, что максимальная глубина размыва (и, соответственно, амплитуда поднятия) от кембрия или неопротерозоя по ордовик и часть силура отвечает таконской фазе тектогенеза (орогенеза), проявленного в каледонидах Скандинавии, Шпицбергена, Гренландии. Силурийские отложения на западе центральных районов (губы Митюшиха и губы Северная Сульменева и губы Южная Сульменева и др.) арх. Новая Земля представлены пестро-окрашенными песчаниками, гравелитами, конгломератами, ассоциирующими с алевролитами, глинистыми, а также филлитовыми сланцами, изредка известняками, мощностью 400‒700 м, причем грубообломочные образования резко превалируют.

Следы отраженного каледонского тектогенеза на западе о. Северного пытались обнаружить и западноевропейские исследователи, организовавшие совместно с российскими геологами полевые работы в 2004 и 2005 годах на юге и крайнем севере Новой Земли. Д. Джи (Университет города Уппсала, Швеция) [35] еще до начала этих исследований провел предполагаемую им восточную границу проявления каледонского тектогенеза, включив туда центральные районы Баренцева моря вплоть до 50°‒55° западной долготы, а севернее – весь архипелаг Земля Франца-Иосифа (рис. 25).

Рис. 25.

Схема взаимоотношений между каледонидами, тиманидами, уралидами и кратонами палеоконтинентов Балтика и Сибирь при открытии Северной Атлантики и Евразийского бассейна (по данным [37]). 1 – океанические бассейны; 2 – континентальный шельф; 3 – уралиды; 4 – поздние каледониды (?); 5 – каледониды; 6 – тиманиды; 7 – кратоны; 8 – сутура; 9 – деформации; 10 – зона спрединга

Снос обломочного материала, начиная, по крайней мере, со среднего кембрия и до конца ордовика, происходил в направлении с запада на восток. Позднее, в раннем и среднем силуре, размыву подверглись и западные районы Новой Земли. Конусы выноса грубообломочного материала варьируют по мощности и возрасту (от кембрия по ордовик и даже нижний силур). Вдоль западного побережья центральных районов архипелага по геолого-геофизическим материалам и данным бурения выделяется цепочка поднятий (поднятие Адмиралтейское и др.). На протяжении второй половины кембрия, ордовика и силура эти поднятия поставляли на Новую Землю обломочный материал, что подтверждается данными цирконометрии. На этом стратиграфическом интервале фиксируются многочисленные перерывы от верхов неопротерозоя по низы силура включительно, что является отражением каледонских орогенических событий на западе – северо-западе Баренцевской плиты.

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ПРОЯВЛЕНИЯ МАГМАТИЗМА В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ АРКТИКИ

На основании реконструкций геодинамических обстановок проявления магматизма на арктических островах России можно пролить свет на историю геологического развития и тектонику всей Российской Арктики [3, 8, 9].

Данные о допалеозойских магматических комплексах свидетельствуют о проявлении в конце неопротерозоя двух этапов базитового и гранитоидного магматизма – во второй половине криогения и в эдиакарии в интервалах 730‒690 и 610‒590 млн лет, указывающих на наличие блоков бывшей Арктиды на западе (Новая Земля), в центральной части (Северная Земля) и на востоке (Новосибирские о-ва и о. Врангеля) современной Арктики. Принадлежность этих блоков в настоящее время единой плите, переработанной вдоль ее южной границы позднегерцинско‒раннекиммерийскими и элсмирскими складчато-надвиговыми преобразованиями (арх. Новая Земля и Таймыро‒Североземельский блок), а также позднекимммерийским орогенезом (о-ва Ляховские и Анжу), либо являются ее осколками среди кристаллических пород более раннего докембрия, не выявлена.

В высокоширотной Арктике проявлены три этапа площадного базитового магматизма – позднедевонский (позднеживетско-раннефранский), позднепермско-раннетриасовый и позднемезозойский [13] (рис. 26). Среди них наиболее ярко выражен позднедевонский магматизм Новой Земли. (Средне)-позднедевонский базитовый магматизм, по-видимому, был связан одновременно и с заключительными фазами кадедонско‒элсмирского орогенеза (закрытием океана Япетус), и с началом уральской коллизии. Петрографическая провинция этих базитов в Баренцево-Северо-Карском регионе имеет в плане неправильную, но, в целом, достаточно изометричную форму, что, с учетом изотопных Sr‒Nd‒Pb характеристик магматитов, позволяет рассматривать их в качестве производных плюмовой активности. Не исключено, что проявления щелочно-ультраосновного (с карбонатитами) и нефелин-сиенитового магматизма Кольского п-ова, кимберлитоподобных пород и кимберлитов Терского берега этого же полуострова, Зимнего берега Архангельской области и Тимана (?) с датировками 380–370 ± млн лет, также были связаны с деятельностью теплового потока, идущего из глубинных геосфер Земли, т.е. с деятельностью этого же плюма. Поскольку в границах средне-позднедевонской базитовой провинции выделяются три линейные зоны второго порядка (Канино-Тиманская, Печоро-Колгуевская и Пайхойско-Вайгачско-Новоземельская), то можно предположить, что плюмовый магматизм первоначально в форме рассеянного спрединга сменился затем рифтогенезом с линейно-упорядоченным спредингом, приуроченным к границам разнородных геоблоков, ‒ или эти два процесса протекали одновременно. Все остальные ареалы базитового магматизма этого возраста распространены в прибрежных материковых районах Арктики (на западе – Кольский п-ов и Тимано-Печорская область с о. Колгуев, хребет Пай-Хой, в центральных районах – устье р. Лены, южнее – Вилюйский рифт).

Рис. 26.

Схема распространения базитового магматизма Евразийской Арктики. Показан (арабские цифры) радиологический возраст магматитов (млн лет). 1 – провинции и ареалы раннемезозойского магматизма: а – их границы и поля, б – участки концентрации тел в Чукотском ареале; 2 – провинции и ареалы позднемезозойского магматизма: а – их границы и поля, б – выходы на дневную поверхность, в – участки концентрации тел (по полученным геолого-геофизическим данным и бурению в акватории); 3 – границы и ареалы раннекайнозойского магматизма; 4 – участки концентраци раннекайнозойских–четвертичных вулканитов; 5 – вулканические центры постмиоценового вулканизма; а – щелочно-базитового и фоидитового, б – умереннощелочно-базитового; в – предполагаемые; 6 – условные границы провинции постмиоценового вулканизма на северо-востоке Азии и Аляске; 7 – вулканические хребты и их оси; 8 – выходы молодых вулканитов в Евразийском и Амеразийском бассейнах; 9 – разломы: а ‒ основные, б ‒ магмоконтролирующие; 10 – границы полей континентальных и океанических базитов на востоке Гренландии, по [20]; 11 – бровка континентального склона; 12 – скважины в акватории вскрывшие базальты

Н.Л. Добрецов [10] на примере Урало-Монгольского складчатого пояса (Палеоазиатского океана) развивает мысль о том, что все крупнейшие этапы перестройки и закрытия глобальных геоструктур (в частности, Палеоазиатского океана) связаны с масштабными проявления плюмового (в первую очередь, траппового) магматизма – в девоне (Европейский суперплюм), пермо-триасе (Сибирский суперплюм).

Предполагалось, что длительная эволюция Палеоазиатского океана в интервале 950‒250 млн лет была единой, при этом отрицалось развитие структур Урала (Уральского палеоокеана) и других секторов Урало-Монгольского пояса в противофазе [10].

Мы считаем такое понимание Палеоазиатского океана излишне широким на основании следующих фактов:

‒ несовпадение структурных планов складчатых структур герцинид Урала (уралид) и его допалеозойского (байкальского) основания, равно, как и ранних киммерид Новой Земли и ее байкальского основания (на юге архипелага);

‒ угловые и азимутальные несогласия между этими мегакомплексами;

‒ наличие допалеозойских магматических формаций на северо-востоке Европейской России (в том числе, в Тимано-Печорской области), указывающих на геодинамические обстановки их формирования в условиях перехода коры океанического типа в континентальную.

Вместе с тем, бесспорным фактом является существование (от позднего докембрия до позднего палеозоя включительно) океанических бассейнов, располагавшихся между Восточно-Европейской и Сибирской дорифейскими платформами, хотя представления о их прямой унаследованности, т.е. полициклическом развитии допалеозойского (собственно Палеоазиатского) и палеозойского (Уральского) океанических бассейнов, не имеют прямых подтверждений. Масштабные и достаточно кратковременные проявления базитов, в частности, позднеживетско‒раннефранских на Новой Земле, Вайгаче, Пай-Хое и других частях Баренцево-Северо-Карского региона, приурочены к переломным рубежам в геологической истории крупных геоструктур, т.е. к окончанию элсмирской орогении (гипотетический океан Япетус) и началу уральской коллизии [30]. Базитовый магматизм проявлялся в пределах разграничивающего их стабильного эпигренвильско‒байкальского геоблока как в форме рассеянного, так и линейно-упорядоченого спрединга (рифтогенеза).

Позднемезозойская базитовая провинция масштабно проявлена на западе высокоширотной Арктики (арх. Земля Франца-Иосифа с окружающей акваторией и с отголосками на севере и в центральной части Новой Земли), и на востоке – о. Беннетта в арх. Новосибирские острова. Базальтоиды арх. Свальбард, арх. Земля Франца-Иосифа, группы о-вов Де-Лонга и Канадских Арктических островов традиционно рассматриваются в рамках одной большой позднемезозойской магматической провинции [11]. Петрохимические, изотопно-геохимические и геохронологические характеристики свидетельствуют о плюмовой природе магматизма, приведшей к ее формированию в высокоширотных районах Арктики [4, 13].

Новые геохронологические материалы были получены для группы о-вов Де-Лонга (восточное звено Российской Арктики) в результате экспедиций ВСЕГЕИ с участием авторов в 2011 и 2013 годах. На о. Жохова известны позднеюрско‒раннемеловые датировки ксенолитов долеритов. Для вулканитов о. Беннетта пока не получено новых датировок ‒ они остались прежними 124 ± 6–106 ± 4 млн лет (K‒Ar-метод), тогда как для о-вов Генриетты и Жаннетты впервые получены U‒Pb конкордантные возрасты магматических цирконов – 135.9 ± 1.4, 145.4 ± 4.2 млн лет (силлы трахибазальта и диоритового порфирита), 112.1 ± 2 млн лет (силл трахибазальта). Это может свидетельствовать о проявлении на Новосибирских о-вах (помимо о. Беннетта и косвенно о. Жохова) – раннемелового Арктического плюма, причем, если на о. Беннетта доминирует покровная фация, то на о. Генриетты и о. Жаннетты имеются данные только об интрузивах.

Большое значение для плюма (в данном случае ‒ раннемелового) имеют степень зрелости литосферного профиля, высота подъема фронта магмообразования, остаточная энергоемкость и способность проплавления литосферы. Если считать центром проплавления восточного звена (о-ва Де-Лонга) район о. Беннетта с его более, чем 20 покровами базальтоидов, то на удалении от ствола мантийной интрузии имеются редкие интрузивные проявления (о. Генриетты, о. Жаннетты, о. Жохова с ксенолитами долеритов).

Пока отсутствует подтверждение наличия вулканитов позднеюрско‒раннемелового возраста и, возможно, этот магматизм будет сквозным по отношению к западному и восточному звеньям (Арктический суперплюм) или эти звенья являются независимыми, продуцируемыми близко-одновременно двумя (?) раздельными головными частями одного или нескольких плюмов [10].

Наиболее глубокая скважина (IODP-302; 428м) проекта глубоководного бурения ACEX (2004 г.) только в самых низах разреза вскрыла терригенные породы кампана (маастрихта (?)), а редкие псефитовые обломки базальтов и долеритов, встреченные в самом верхнем литологическом комплексе, несут признаки ледового разноса [18, 29].

Формирование современного рельефа арх. Новая Земля и прилегающего шельфа

В рельефе Новой Земли выделяются три области, различающиеся абсолютными отметками, морфологией поверхности и характером расчлененности (рис. 27).

Рис. 27.

Орографическая схема арх. Новая Земля. Блоки: I – южный; II – центральный; III – северный.

Интенсивные процессы глубинной эрозии с образованием каньонов глубиной до 100 м можно наблюдать по всему архипелагу, однако наиболее контрастно они выражены на крайнем юге и на севере Новой Земли.

Кайнозойский рифтогенез и сопутствующий ему магматизм проявлены слабо. Локальные импульсы новейшего вулканизма (1.6 млн лет) известны лишь на северо-восточном побережье Новой Земли. Они слагают небольшие трубки взрыва ультрабазит-базитового (?) состава, внедрение которых, вероятно, связано с гипотетическими движениями в Приновоземельском прогибе, расположенном восточнее, на границе шельфа Карского моря.

В Баренцево-Северо-Карском регионе (БСКР) не отмечается накопления мощных неоген‒четвертичных осадочных толщ, т.е. новообразований молодых впадин с компенсированным осадконакоплением, которые, как правило, являются унаследованными. Новая Земля в кайнозое испытывает восходящие движения, что выражается в лестнице поднятых морских террас плейстоцен‒голоценового возраста [5, 6, 38]. Кроме того, на острове Северном архипелага проявлен кайнозойский вулканизм, возраст которого оценивается моложе 10 млн лет [13]. Здесь обнаружен ряд вулканических аппаратов (трубок взрыва), приуроченных к разломам северо-западного простирания.

Различия рельефа Южного, Центрального и Северного блоков

Если, рассматривая докайнозойскую (или даже доюрскую) геологическую историю развития архипелага и принимая во внимание особенности его допалеозойского основания, можно рассматривать эволюцию двух или трех геоблока, то с кайнозойского времени морфологически четко обособляются три блока. Южный и Северный блоки представляют собой прибрежные, в значительной степени пенепленизированные и в дальнейшем террасированные (особенно Южный блок) равнины, тогда как разделяющий их, гораздо более крупный и сложнее устроенный Центральный блок является расчлененной низкогорной территорией с рельефом альпийского типа. Возраст блока на высотах от 600‒800 до 1400‒ 1600 м установлен как олигоцен‒неогеновый [17] . Начало новейшего воздымания арх. Новая Земля с возрождением горно-складчатых сооружений поздних герцинид‒ранних киммерид началось в олигоцене [8].

Наиболее четко выраженные аккумулятивные или абразионные морские уровни прослеживаются на архипелаге до отметок +300 (+400) м, что связывается с величиной максимальной позднекайнозойской трансгрессии и, возможно, ‒ с последующим неотектоническим или гляциоизостатическим поднятием побережий [17, 21, 33]. В пользу значительного вклада собственно неотектонических процессов в формирование современной морфоструктуры архипелага Новая Земля говорит его расчлененность и свидетельства активных знакопеременных движений окружающих Новую Землю шельфов морей Баренцева и Карского [15, 16]. Новоземельский архипелаг от окружающего шельфа морфологически обособлен глубокими (до –500 м) и контрастными Западно- и Восточно-Новоземельским желобами, происхождение которых дискуссионно. Большинство современных исследователей считают, что желоба обязаны своим происхождением воздействию плейстоценовых ледниковых потоков. Вместе с тем, контуры краевых ледниковых морен на шельфе никак не соответствуют простиранию желобов, их днища свободны от ледниковых образований [30]. На сейсмоакустических профилях, пересекающих желоба, хорошо видны тектонические нарушения, приуроченные к бортам и дну желобов, а очертания желобов полностью повторяют тектонические границы Новоземельского орогена. Все это свидетельствует о неотектонической природе как Западно-Новоземельского, так и Восточно-Новоземельского желобов.

Дискуссионные вопросы генезиса и возраста террас Новой Земли обусловлены в первую очередь различными палеогеографическими представлениями отдельных исследователей о масштабах плейстоценовых оледенений. Одни исследователи, отстаивающие предположение преобладания ледниковых обстановок на Баренцево-Карском шельфе, настаивают на позднеплейстоцен-голоценовом возрасте и гляциоизостатической природе террас архипелага [33, 38, 41]. Другие исследователи удревняют возраст наиболее высоких террас до неогена, а их происхождение связывают со сложными трансгрессивно-регрессивными циклами в позднем кайнозое [17, 31].

Датирование поднятых древних береговых линий проводилось и ранее, но в последние два десятилетия получено большое количество датировок как морских террас Новой Земли, так и озерно-болотных отложений на архипелаге, но значительный разброс в высотных отметках одновозрастных террас на архипелаге пока не объяснен [5, 6, 12, 17, 33, 34, 40, 42].

По новым данным, береговые линии архипелага Новая Земля высотой 110–118 м имеют возраст 27 000 лет, а высотой 100–115 м – 41 000 лет [40]. В то же время, показано, что отложения, залегающие на мысу Кабаньем (о. Южный арх. Новая Земля) лишь на несколько метров выше современного уровня моря, датированы в 25‒26 тыс. лет [5] (рис. 28). Такой возраст осадков, залегающих практически на уровне моря, противоречит гляциоизостатической гипотезе. Поэтому мы рассматриваем подъем архипелага как неотектонический, сопровождавшийся блоковыми движениями, которые и привели к современному положению одновозрастных морских террас на разных гипсометрических уровнях. Все это свидетельствует о значительной неотектонической активности в позднем кайнозое – как на арх. Новая Земля, так и на шельфе.

Рис. 28.

Основные разрезы четвертичных морских террас арх. Новая Земля.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

При оценке возраста фундамента архипелага Новая Земля важна трактовка древних датировок по цирконам (в особенности, из пород базитового состава). Эти датировки, противоречащие натурным наблюдениям, вероятно, свидетельствуют об эксгумации древних радиологических меток более молодыми (раннемезойскими) магматическими образованиями и о наложенных метаморфических процессах в зоне Главного Новоземельского разлома, которые проявлялись неоднократно, подчас уничтожая даже более молодые радиологические метки. Нередко (например, в самом северном выходе массива Митюшев Камень, у подножия горы Приметная), наряду с лейкократовыми и аплитовидными гранитами свежего облика, рассекающими девонские вулканогенно-осадочные толщи, встречаются гнейсированные более меланократовые разности, а также такситовые и полосчатые гибридные породы cо скоплениями новообразованных темноцветных минералов – биотита и, реже, амфибола. Возможен еще вариант попадания древних (неопротерозойских) цирконов в более молодые породы (например, позднедевонские диабазы) за счет инъекций их раннемезозойскими гранитами, “захватившими” до этого древние цирконы из гранитов массива Митюшев Камень.

Ни на юге, ни на севере Новой Земли следы каледонских тектонических событий не выражены. Вместе с тем, на основании цирконометрии по результатам экспедиции 2005 года [37] был сделан вывод, что на севере–северо-востоке Новой Земли на рубеже ордовик‒силур произошло значительное изменение источников сноса обломочного материала. Если в кембрий‒ордовикское время преимущественно размывались поздние тиманиды, то, в конце ордовика‒силура и, особенно, от позднего силура в Новоземельский бассейн материал поставляли гренвильские и более древние комплексы; а роль тиманид была незначительна. В досилурийское время, кроме того, размыву подверглись раннекаледонские (?) гранитоиды, при этом положение источников сноса обломочного материала для этих районов неясно.

Предполагается, что установленные по сейсмическим данным каменноугольные и девонские (а, возможно, и более древние) осадочные толщи залегают на тиманском (?) фундаменте по периферии Адмиралтейского поднятия. Однако возраст магматической кристаллизации цирконов из гальки плагиогранитоидов конгломератов силура–нижнего девона дает значение 479 ± ± 5 млн лет. Валуны и гальки плагиогранитов составляют в конгломератах до 20–40%, наряду с валунами и гальками кварцитов, кварца, хлоритизированных микродолеритов. По минеральному (плагиоклаз + хлоритизированный биотит ± ± мусковит) и химическому (Na₂O $ \gg $ K₂O) составу плагиограниты близки островодужным образованиям.

Эти факты, по нашему мнению, позволяют достаточно определенно рассматривать внедрения раннемезозойских гранитоидов в качестве финального сиалического магматизма в результате переплавления уже существовавшей здесь с допалеозойского времени коры континентального типа при замыкании внутрикратонного среднедевонского-пермско-триасового рифтогенного прогиба (см. рис. 4).

Причины, вызвавшие складчатость на Пай-Хое и Новой Земле, дискуссионны. Часть исследователей по-прежнему считают этот регион непосредственным продолжением структур Урала, связывая более молодой возраст складчатости с “косой” коллизией, возраст которой омолаживается в направлении с юга–юго-запада на север – северо-восток. С.В. Руженцев [25], выделил на Полярном Урале офиолиты и батиальную серию образований позднедевонско‒раннекаменноугольного возраста на основании находок конодонтов в известняках нижнего офиолитового аллохтона массивов Рай-Из и Сыум-Кеу, которые обычно датируются ордовикско-раннесилурийским временем. Полярно-Уральский океан моложе, чем в более южных районах и, возможно, продолжался на север, восточнее Новой Земли, в пределы Южно-Карской котловины, различия в развитии Новой Земли и Полярного Урала наметились только в позднем палеозое [25]. Однако, и при такой трактовке причины и время проявления складчатых деформаций в Пайхойско-Новоземельской складчатой системе не находят достаточных объяснений.

Л.Г. Павлов и В.В. Орго [22] объясняют структуру Новой Земли результатом сочленения ряда микроблоков. Согласно их взглядам, в допалезойское время произошло столкновение Южного и Северного (за исключением его современной северо-восточной оконечности) блоков. В позднем палеозое к ним причленился Северо-Восточный микроблок, а в частях осевых зон в раннем мезозое произошла складчатость при коллизии микроплит в результате спрединговых процессов, произошедших в гипотетическом Обском океане [2].

Ю.Д. Шульга [22] считает складчатые процессы на Новой Земле результатом интенсивного подъема в раннем мезозое мантийного диапира (или даже нескольких диапиров) – на юге и севере Карского моря и на юге Баренцева моря, компенсированного по принципу изостазии образованием над ним области растяжения и осадконакопления, что повлекло за собой сжатие на арх. Новая Земля, а, возможно, и на п-ов Таймыр.

Мы полагаем, что, несмотря на ряд имеющихся противоречий, процессы линейно-упорядоченного растяжения (т.е. спрединга) в Евразийском Арктическом глубоководном бассейне являются объективной реальностью. Если это действительно так, то с позиций тектоники плит они должны были компенсироваться либо субдукцией (никаких предпосылок для проявления которой не имеется), либо процессами сжатия на прилегающих территориях. Поскольку предполагается, что процессы спрединга начались не ранее 50 млн лет назад, то появление и последующий рост возрожденных орогенов по их периферии можно связывать с этими процессами.

И.С. Грамберг [3] считал, что в числе геологических факторов, контролирующих время образования глубоководных впадин, общее поднятие шельфовых зон Северного Ледовитого океана в палеогене и неогене, которое рассматривалось как движение, компенсирующее образование глубоководных впадин.

Можно считать, что эти вертикальные движения представляют собой компенсационный рассеянный орогенез. Не исключено, что он свойственен только новейшей геологической истории Земли, хотя, может быть, существовал и в более отдаленные геологические эпохи, но его последствия скрыты последующими тектоническими событиями. Кстати, подобные процессы глыбового горообразования еще более интенсивно проявлены в Восточной Арктике, где о. Генриетты и, особенно, о. Жаннетты (арх. Новосибирские острова) представляют собой в современном рельефе поднятия с субгоризонтальными поверхностями выравнивания и крутыми (до 40°‒45°) обвально-осыпными склонами.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В раннем палеозое-силуре на юге и частично западе центральных районов Новой Земли господствовали обстановки мелководного карбонатного и терригенно-карбонатного шельфа, тогда как в северных районах накапливались преимущественно турбидитные существенно терригенные осадки. Значительная часть центральных районов, со второй половины кембрия и до середины силура, попали в область отраженного каледонского орогенеза. Часть осадков была размыта, а в области их накопления за счет сноса с запада (с Адмиралтейского поднятия) превалировали конуса выноса грубообломочного материала и псефито-псаммито-алевритовые осадки с резко подчиненными им карбонатными илами и глинистым материалом в застойных обстановках сероводородного заражения. В раннем девоне на большей части Новой Земли происходит выравнивание условий седиментации. Со среднего-позднего девона в режиме рифтогенеза четко обособляются две структурно-фациальные зоны: на западе (терригенно)-карбонатного шельфа, на востоке – доманикоидная, сменяющаяся кремнисто-терригенными более глубоководными комплексами. Такая зональность сохраняется до уфимского времени. Однако уже в карбоне намечается наиболее глубокая часть бассейна с приподнятым восточным бортом, что указывает на его автономность и отсутствие прямой связи с Уральским океаном. От уфимского века пермского периода начинается этап заполнения бассейна обломочным материалом, поставщиком которого являлся быстро растущий Уральский ороген.

В разрезах Северного блока отсутствуют мезопротерозойские образования, поскольку датировки этого возраста, полученные по циркону методом термоионной эмиссии для района губы Северная Сульменевой, не подтвердились. Вместе с тем, модельный возраст образца гранита около 1 млрд лет.

Достаточные основания для суждений об однозначном присутствии в разрезах крайнего севера Новой Земли вендских (эдиакарских) слоев отсутствуют, а соответственно, – и о согласном залегании кембрия на венде.

По данным геохронометрии цирконов из гранитоидов Митюшева Камня и геологическим наблюдениям фундамент к северу от зоны Байдарацкого разлома неопротерозойский, но более древний, чем тиманский фундамент южных районов Новой Земли. Не исключено, что большинство докембрийских U‒Pb датировок (а, может быть, и все) из зоны Главного Новоземельского разлома (районы губы Митюшиха и губы Южной Сульменевой и губы Северная Сульменевой) – результат динамометаморфизма.

На основании имеющегося фактического материала (сейсмические данные, бурение и сведения по стратиграфии кембрия – силура на западном побережье Новой Земли) нами предполагается, что Адмиралтейское поднятие может рассматриваться в качестве энсиалической островной дуги каледонид, возникшей на более древнем кристаллическом основании со зрелой континентальной корой.

Получены новейшие данные о возрасте детритовых цирконов из осадочных пород северо-запада Новой Земли (метод LA-ICPMS). Среди большого количества определений с допалеозойскими датировками, встречаются единичные каледонские даты. Одно определение из плагиогранитоидной гальки силура (метод SHRIMP) дает раннекаледонский возраст.

Таким образом, между ордовиком и поздним силуром произошло коренное изменение источников сноса обломочного материала. В ордовике преимущественно размывались поздние тиманиды, а с позднего силура в Новоземельский бассейн материал поставляли уже гренвильские и более древние комплексы, роль тиманид была незначительна. В досилурийское время, кроме того, размыву подверглись раннекаледонские (?) гранитоиды. В ордовике внедрение и размыв гранитоидов на поднятиях не были значительно разорваны во времени, равно как и накопление продуктов их разрушения на Новой Земле.

Полученные данные могут внести коррективы в представления о допалеозойском возрасте становления первичной континентальной коры на западе Евразийской Арктики.

Образец из конгломератов нижнего силура‒нижнего девона показал пик 615 млн лет (более 90%), который, очевидно, вызван цирконами из митюшевских гранитов. Однако псефито-псамитовые породы среднего палеозоя инъецированы тонкими гранит-аплитовыми прожилками, то есть возраст этой гранитизации – раннекиммерийский (триасовый).

Принципиальное различие в развитии структур Урала и Пай-Хоя – Новой Земли состоит в том, что Урал сформировался в результате эволюции коры океанического типа, а Пайхойско-Новоземельский прогиб образовался как интракратонная структура. Довольно незначительное проявление надвигово-складчатых деформаций и слабо асимметричная структура Новой Земли обусловлены прежде всего ее внутриплитным положением. Коллизия в результате столкновения двух разнородных плит (Урал), безусловно, была несравненно масштабней, как и предшествующее растяжение, не достигшее на Новой Земле океанической стадии и приведшее к возникновению относительно узкого глубоководного прогиба.

По вопросу о механизмах и причине складчатости Пай-Хойско – Новоземельского региона все приведенные точки зрения в той или иной степени уязвимы и не дают достаточно обоснованных представлений о природе и времени проявления складчатых деформаций на Новой Земле.

В высокоширотной Арктике проявлены три этапа площадного базитового магматизма – позднедевонский (позднеживетско-раннефранский), позднепермско-раннетриасовый и позднемезозойский. Наиболее ярко выражен позднедевонский магматизм Новой Земли. (Средне)-позднедевонский базитовый магматизм, по-видимому, был связан одновременно и с заключительными фазами кадедонско-элсмирского орогенеза (замыканием океана Япетус), и с началом уральской коллизии. Петрографическая провинция этих базитов в Баренцево-Северо-Карском регионе может рассматриваться в качестве производных плюмовой активности.

Авторы считают, что кайнозойский подъем архипелага был неотектонический, сопровождавшийся блоковыми движениями, которые и привели к современному положению одновозрастных морских террас на разных гипсометрических уровнях. Все это свидетельствует о значительной неотектонической активности в позднем кайнозое – как на Новой Земле, так и на окружающем ее шельфе.

Благодарности. Авторы благодарны безвременно ушедшему во время создания статьи Н.Н. Соболеву (ВСЕГЕИ, г. Санкт-Петербург, Россия) за обсуждение материалов ‒ память о нашем коллеге и друге мы сохраним навсегда.

Авторы выражают признательность рецензенту проф. С.Д. Соколову (ГИН РАН, г. Москва, Россия) и анонимным рецензентам за комментарии, которые позволили улучшить статью, редактору М.Н. Шуплецовой (ГИН РАН, г. Москва, Россия) за тщательное редактирование и подготовку статьи.