Настоящая статья продолжает тематику статьи «Магматические комплексы островов западного сектора Российской Арктики» [Кораго и др., 2018]. Помимо выводов по магматическим комплексам островов восточного сектора Арктики РФ, даются более общие выводы и сопоставления.

Архипелаг Новосибирские острова и о. Врангеля с небольшим сателлитом - о. Геральда расположены северо-восточнее устья р. Лены. Они, как и острова западного сектора, являются важными реперами для экстраполяции их геологического строения и истории развития на окружающий шельф.

Новосибирские острова расположены на востоке российской части шельфа Арктики между морями Лаптевых и Восточно-Сибирским. Они включают три группы островов: Ляховские острова (Большой и Малый Ляховские, Столбовой); Новосибирские, или острова Анжу (Бельковский, Котельный, Земля Бунге, Фаддеевский, Новая Сибирь); небольшие по площади, но значительно отстоящие друг от друга острова Де-Лонга (Беннетта, Жохова, Вилькицкого, Генриетты и Жаннетты) (рис. 1).

С 50-х и до конца 70-х гг. ХХ в. на архипелаге сотрудниками НИИГА - ВНИИОкеангеология и Полярной экспедиции проведены геологические съемки масштабов 1 : 1 000 000 и 1 : 200 000; изданы серии листов Госгеолкарты СССР этих масштабов. Геолого-съемочные и геологоразведочные работы сопровождались научными исследованиями, результаты которых приведены в [Геология СССР, 1970]. В 1988–1991 гг. НПО «Аэрогеология» провело космофотогеологическое картирование региона в масштабе 1 : 500 000. Магматические и метаморфические образования о. Большой Ляховский изучались С.С. Драчевым и Л.А. Савостиным [Савостин, Драчев, 1988; Драчев, Савостин, 1993]. Результаты исследований ХХ в. обобщены в монографии «Новосибирские острова. Геологическое строение и минерагения» [Дорофеев и др., 1999].

В последнее десятилетие полевые наблюдения на архипелаге проводили сотрудники ИФЗ и ГИН РАН (Москва) под руководством А.Б. Кузьмичева [Кузьмичев и др., 2005; Кузьмичев, Лебедев, 2008; Кузьмичев и др., 2009а; Кузьмичев и др., 2009б; Kuzmichev, Bogdanov, 2003, и др.]. Англоязычная сводка по геологии Новосибирских островов выполнена М.К. Косько [Kos’ko, Korago, 2009]. В 2011–2013 гг. исследования на островах архипелага вела международная экспедиция под эгидой Ганноверского университета и ВСЕГЕИ, в которой участвовали и авторы статьи.

В современном структурном плане Новосибирские острова представляют собой поднятие, разделяющее окраинно-материковые плиты и сформированные на них седиментационные бассейны морей Лаптевых и Восточно-Сибирского [Дорофеев и др., 1999]. Бóльшая часть крупных островов (Ляховские и Анжу) принадлежат Новосибирско-Чукотской позднемезозойской складчатой системе. На юге о. Большой Ляховский обнажаются фрагменты Южно-Анюйской сутуры, возникшей на месте океанического бассейна в результате раннемеловой коллизии континентальных плит. Южнее ее, на севере Якутии и в Колымо-Омолонском регионе, располагаются: пассивная континентальная окраина опущенной части Сибирской платформы, сложенная PZ₃-J₂ верхоянским комплексом, и Колымо-Омолонский супертеррейн, представляющий собой позднемезозойский коллаж разновозрастных геоблоков, сформированных в различных геодинамических обстановках (рис. 2). Наиболее северные острова (блок Де-Лонга), вероятно, относятся к пассивной континентальной окраине байкалид(?) и реликтам островных дуг допалеозойского либо раннекаледонского возраста.

Магматические комплексы архипелага занимают незначительные площади, но разнообразны по составу и геодинамическим обстановкам проявления. Они представлены:

– на о. Большой Ляховский - офиолитовой ассоциацией и метаморфическими породами спорного возраста северо-западного продолжения Южно-Анюйской сутуры; орогенными меловыми гранитоидами;

– на островах Анжу - (поздне)постколлизионными апт-альбскими риолитами;

– на островах Генриетты и Жаннетты - неопротерозойскими-раннепалеозойскими островодужными(?) трахиандезибазальтами-трахибазальтами и их субвулканическими аналогами, а также раннемеловыми дайками базитов;

– на о. Беннетта - посторогенными покровами раннемеловых базальтов;

– на островах Жохова и Вилькицкого - неоген-четвертичными щелочными базальтами и щелочно-ультраосновными фоидитами с глубинными ксенолитами;

– на островах Котельном, Бельковском и Столбовом - дайками и силлами раннего триаса и мела.

Группа Ляховских островов. Остров Большой Ляховский. На большей части острова распространены флишоидные отложения верхней юры - нижнего мела, в меньшей степени - флишоидные осадки предположительно верхнего палеозоя, прорванные меловыми гранитоидами. Первоочередного внимания заслуживает небольшая площадь на юго-востоке, где распространены магматические и метаморфические породы, возраст и геодинамические обстановки формирования которых спорны. Поскольку эти образования интенсивно изучались А.Б. Кузьмичевым, а меловые гранитоиды - В.К. Дорофеевым, при их описании мы не приводим таблицы химических анализов, которые можно найти в цитированной выше литературе, а даем лишь петрогеохимические диаграммы.

Магматические и метаморфические породы офиолитовой ассоциации северо-западного продолжения Южно-Анюйской сутуры. Вдоль обрывов юго-восточного побережья о. Большой Ляховский на расстоянии не менее 700 м обнажаются шаровые (подушечные) лавы базальтов предмайского комплекса, известные со времен экспедиции барона Э.А. Толля. При геокартировании они были включены в состав бурустасской свиты пермо-триасового(?) возраста. С.С. Драчев и Л.А. Савостин установили их аллохтонное залегание. Среди форм отдельности преобладают лавовые трубы диаметром 0,1–1 м, а также лавовые подушки и сферолоиды размером от сантиметров до 1–2 м (рис. 3).

Базальты представлены зеленокаменноизмененными оливин- и плагио-оливинофировыми (до 15% породы) разностями. Первичные минералы не сохранились. Севернее находится поле развития серпентинитов и серпентинизированных перидотитов с реликтами оливина, ортопироксена, реже - клинопироксена, что говорит о гарцбургитовом либо лерцолитовом составе исходных пород. Метадолериты и метагаббро-долериты наблюдаются только в развалах. В петрохимическом отношении базальты относятся к нормально-щелочным и умеренно-глиноземистым разностям оливиновых базальтов, отличаясь пониженной фемичностью.

Дефицит P₂O₅ и K₂O при преобладании Na (Na₂O/K₂O >4), а также содержания Ti и соотношения Fe/Mg близки толеитам современных океанов (рис. 4). На графиках распределения редкоземельных элементов (РЗЭ), составленных Д.Н. Ремизовым (ВСЕГЕИ), их количества, нормированные к базальтам N-MORB и хондриту, характеризуются низкими содержаниями легких и тяжелых элементов. Ультрабазиты близки перидотитам офиолитовых ассоциаций.

Эмийтасский метаморфический комплекс юго-востока острова представлен породами эпидот-амфиболитовой и кое-где глаукофансланцевой фаций, образуя две субширотные полосы к югу и северу от массива меловых гранитоидов. В амфиболитах, ассоциирующихся с габброидами, есть реликты первичных офитовых структур. Среди гранат-глаукофановых [Кузьмичев и др., 2005] разностей присутствуют низко- и относительно высокотемпературные ассоциации. Диафторез выражен развитием актинолита по глаукофану и замещением Na-амфиболов хлоритом, эпидотом, альбитом. Метабазальты и метагаббро глаукофан-амфиболитового комплекса имеют толеитовый состав с умеренным TiO₂ (1,2–2,1%) и дефицитом К₂О (0,2–0,5%). Глаукофановым сланцам свойственны высокий К₂О (1,8–2%) и повышенные количества фенгита. Химический состав метабазитов близок пиллоу-лавам (см. рис. 4).

При геологической съемке метаморфические породы трактовались как продукты регионального метаморфизма и условно датировались докембрием. Позднее появились представления, что они представляют собой раннепалеозойское(?) (по Sm-Nd-изотопии - около 470 млн лет) «меланократовое» основание позднепалеозойского (по Sm-Nd-изотопии - 291±62 млн лет) Южно-Анюйского океана [Драчев, Савостин, 1993].

По [Кузьмичев и др., 2005], «тектоничеcкая cмеcь» базальтов, полосчатых габбpоидов, метаперидотитов и пелагичеcкиx оcадочныx поpод (чеpныx cланцев и кpемней), метамоpфизованныx в уcловияx эпидот-амфиболитовой, глаукофанcланцевой и зеленоcланцевой фаций, представляет собой офиолитовую ассоциацию. Амфиболиты и метаперидотиты являются, скорее всего, Оl-Pl-CPx-кумулатами (несколько повышенный фон LIL-элементов) базальтовой магмы. Пиллоу-лавы имеют характеристики базитов MORB, но концентрация некогерентных элементов в целом повышена; ближе всего они базальтам задугового бассейна япономорского типа. Высокие значения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, отклоняющиеся от «мантийной последовательности», свидетельствуют об истощенности исходного субстрата выплавления магм. Имеются две K-Ar-датировки межподушечного пространства гиалокластитов - 133,5±4,5 и 139±8 млн лет [Кузьмичев и др., 2005]. Авторы отмечают, что «наpужные коpки подушек и обломки cтекла в гиалоклаcтите обогащаютcя K (до 3,4%), заxваченным из моpcкой воды, и обедняютcя Na. Эти значения возpаcта cоответcтвуют моменту завеpшения коллизии Анюйcко-Cвятоноccкой дуги и Новоcибиpcкого блока и, очевидно, не отвечают времени излияния базальтов». Заключение об обогащении пород при взаимодействии с морской водой K и обеднении Na весьма странно, поскольку при взаимодействии с морской водой происходит выщелачивание K и обогащение Na - идет процесс «спилитизации».

Гранитоиды коллизионного этапа Новосибирско-Чукотских мезозоид. На о. Большой Ляховский широко развиты позднемезозойские гранитоидные интрузивы, изученные и описанные В.К. Дорофеевым и соавт. [2001]. Они образуют северное окончание меридионального Чохчуро-Чокурдахского поперечного интрузивного ряда [Прохорова, Иванов, 1973]. В.К. Дорофеев выделяет три меловых гранитоидных комплекса - диорит-гранодиоритовый, лейкогранитовый и гранит-гранодиоритовый (рис. 5).

Диорит-гранодиоритовый комплекс представлен Эмийтасским, Хаптагайским и Хаптагай-Чохчурским массивами и небольшим выходом на полуострове Кигилях. Они сложены гранодиоритами - кварцевыми диоритами, реже - гранитами и диоритовыми порфиритами. Внедрение магмы проходило в несколько фаз. Они прорывают и метаморфизуют осадки верхней юры, а сами прорваны гранитами лейкогранитового комплекса (мыс Шалаурова, г. Санникова-Тага). K-Ar-возраст биотита - 119±5, 120±6 и 122±5 млн лет, а U-Pb-датировка циркона - 120±1,7 млн лет (ЦИИ ВСЕГЕИ).

По петрохимическим данным они представлены дискретно дифференцированными (от среднекислых до пересыщенных SiO₂ с разрывом в гранодиоритовом поле) Na-K и K-Na (Na₂O/K₂O = 0,65–1,65) гранитоидами с широкими вариациями агпаитности (К агп. <0,65 до 0,65–0,75) и глиноземистости (al’ = 1,8–11,9). На диаграмме И. Маеда [1990] (не приводится) большая часть точек попадает в поле гранитоидов I типа Чаппела - Уайта, то есть образовалась за счет плавления существенно магматического субстрата. Геохимический тип пород по [Таусон, 1977] близок палингенному известково-щелочному, но по соотношению щелочей и дефициту Sr отклоняется к гранитам андезитового ряда. На диаграммах геодинамических обстановок точки составов ложатся в поля «доплитной» коллизии и синколлизионных гранитоидов (рис. 6), которые, вероятно, образовались на ранних-средних этапах коллизии при участии мантийного материала.

Лейкогранитовый комплекс полуострова Кигилях представлен небольшим штоком, прорывающим верхнюю юру. Контакты круто наклонены в сторону вмещающих пород. Он сложен порфировидными крупнокристаллическими биотитовыми лейкогранитами, в эндоконтактах переходящими в мелкокристаллические разности. Жильная фаза - аплиты, аплит-пегматиты и дайки кварцевых порфиров. По химическому составу породы близки лейкогранитам нормального ряда Na-K-серии; умеренно обогащены Sn. Возраст определяется секущими контактами с верхней юрой и породами диорит-гранодиоритового комплекса. K-Ar-возраст (ВСЕГЕИ) биотита - 122±7 млн лет, микроклина - 114±6 млн лет; U-Pb по циркону - 110,88±0,54 млн лет. Характерна незначительная дифференциация выплавок, высокие SiO₂, нормальный известково-щелочной тип с отклонением к известково-щелочным лейкогранитам-аляскитам (К агп. = 0,72–0,88) K-подтипа Na-K-типа; весьма высокоглиноземистые (al′ ≈ 5). Высокие содержания Cr, Ni, Ti указывают на присутствие в их составе выплавок мантийной компоненты. По [Chappell, White, 1992] граниты относятся к I-S-типу, отражая дальнейшее переплавление континентальной коры.

Гранит-гранодиоритовый комплекс развит на севере о. Большой Ляховский. Наиболее крупный массив Усук-Хайа вытянут субширотно, представляя собой западный выход интрузива протяженностью до 40 км. Он сложен средне-крупнокристаллическими порфировидными гранитами, гранодиоритами, а на северо-восточном фланге - гранит- и гранодиорит-порфирами. Шток Тарская вытянут меридионально (7–8 × 1–4 км) и сложен порфировидными гранитами-гранодиоритами, гранит-порфирами, диоритовыми порфиритами с ксенолитами (до 20 м) крупнокристаллических лейкогранитов-сиенитов и мелкими ксенолитами порфировидных диоритов и кристаллических сланцев. Последовательность внедрения пород: диоритовые порфириты → граниты + гранодиориты → гранит-порфиры + гранодиорит-порфиры I типа → гранодиорит-порфиры II типа → дайки кварцевых порфиров и трахиандезитов. Характерно присутствие гиперстена и широкое развитие турмалинизации. K-Ar-возраст главной фазы по биотиту - 118±6 и 120±5 млн лет, по микроклину - 112±5 млн лет, а U-Pb-возраст по циркону - 118,9±0,42 млн лет.

Породы комплекса тяготеют к границе низкощелочных и известково-щелочных пород, весьма высокоглиноземистые. На графиках [Chappell, White, 1992] подавляющая часть точек составов попадает в поле S-гранитов, свидетельствуя о наиболее позднем становлении массивов комплекса. На это же указывает диаграмма R₁–R₂ [Batchelor, Bowden, 1985], где точки составов гранодиоритового комплекса тяготеют к гранитам доплитной коллизии и синколлизионным гранитам, лейкогранитового комплекса - к синколлизионным гранитам, а гранит-гранодиоритового комплекса - к син- и постколлизионным-позднеорогенным гранитам, завершая, таким образом, переплавление и становление коры континентального типа (см. рис. 6).

В целом гранитоиды о. Большой Ляховский представляют собой гомодромную габбро-диорит - диорит - гранодиорит - гранитную серию, варьирующуюся от габбро-диоритов до лейкогранитов. Возможно, им комагматичны андезиты, присутствующие в небольшом тектоническом блоке. По составу они близки исходному расплаву. Высокие K, Ba, Rb, U, Th и Pb свидетельствуют о формировании пород на энсиалическом фундаменте.

Восточные острова группы Анжу. Апт-альбский риолитовый (поздне)-постколлизионный комплекс Новосибирско-Чукотских мезозоид. На о. Котельный в среднем течении р. Балык-Тах, на Земле Бунге (по скважинам) и на о. Фаддеевский обнажается угленосная терригенно-вулканогенная толща, перекрывающая юрские слои с размывом и угловым несогласием [Дорофеев и др., 1999]. По [Кузьмичев и др., 2009], в верхах разреза залегают покровы игнимбритов и пепловые туфы риолитов (35–60 м). Общая мощность толщи - 700 м, а вулканитов - 170 м. Возраст пород по флористическим и палинологическим данным - апт-альбский [Дорофеев и др., 1999]. K/Ar-возраст игнимбритовых стекол - 110–107±25 млн лет [Кузьмичев и др., 2009].

Петрохимические особенности риолитов представлены на рис. 6. Породы насыщены SiO₂ и Al₂O₃, относятся к нормальному и умереннощелочному рядам Na-K-серии. Точки их составов находятся вблизи точек лейкогранитового комплекса о. Большой Ляховский, что может свидетельствовать об их комагматичности. По-видимому, излияние риолитов знаменует поздние этапы салического орогенного магматизма этой, уже платформенной, области. А.Б. Кузьмичев связывает их с посторогенным растяжением, мотивируя это тем, что они присутствуют в разрезе, выполняющем посторогенные впадины Новосибирских островов и моря Лаптевых.

Группа островов Де-Лонга. Трахиандезибазальтовый вулканический-субвулканический комплекс допалеозойско-раннепалеозойского(?) этапа развития севера Новосибирских островов.

Острова Генриетты и Жаннетты сложены вулканогенно-осадочными образованиями: конгломератами, гравелитами, песчаниками, туфоконгломератами, туфобрекчиями, туфопесчаниками, туфоаргиллитами, туфами андезитов, дацитов, риолитов, базальтами. Складчатость и надвиги на островах имеют западную – запад-юго-западную вергентность, что может свидетельствовать о принадлежности их к одному блоку. На это косвенно указывает схожая ориентация даек долеритов обоих островов. Степень дислоцированности пород на о. Жаннетты выше, чем на о. Генриетты (рис. 7).

Разрез о. Генриетты начинается гравелито-песчаниковой толщей крупно-среднезернистых массивных полимиктовых, вулканомиктовых, реже - кварцевых песчаников с прослоями конгломератов и гравелитов. Состав галек (кварц, граниты, кристаллические сланцы) показывает, что размывался байкальский гранитно-метаморфический комплекс.

Туфовая толща представлена тонким переслаиванием туфоалевролитов, туфоаргиллитов и реже - туфопесчаников. Отмечается пачка красных кремней мощностью 10 м, приуроченная к средней части толщи.

Базальтовая толща развита в тектоническом блоке на крайнем юго-западе острова. Толща по надвигу перекрывает вышеописанные вулканогенно-осадочные образования. Она представлена покровами базальтов и андезибазальтов мощностью 6–8 м, между которыми встречаются пласты туфов. В верхней части разреза среди базальтов присутствует пачка коричневых туфоалевролитов (мощностью 18 м). Кровля покровов волнистая, сложена миндалекаменными разностями. Миндалины округлой формы (30–40% породы) выполнены хлоритом, реже - эпидотом и кальцитом.

Для детритных цирконов гравелито-песчаниковой толщи о. Генриетты по результатам экспедиции ВСЕГЕИ - BGR 2011 г. получены датировки 652,7±2,8 млн лет; 1,95; 1,7; 1,65; 1,4; 1,0 млрд лет (из образца гравелитов), а для цирконов из образца конгломератов - 660,8±2,5 млн лет; 3,05; 1,85; 1,5; 1,2; 1,03 млрд лет.

Магматические породы островов в значительной степени относятся к образованиям базальт-долеритовой и щелочно-базальтоидной (трахиандезибазальтовой) формаций. Они представлены эффузивными и секущими телами. Покровы сложены плагиофировыми и пироксен-плагиофировыми базальтами и андезибазальтами, силлы и дайки - долеритами и монцодиорит-порфиритами [Kos’ko, Korago, 2009]. Последние соответствуют мезократовым высокоглиноземистым умереннощелочным образованиям Na-подтипа K-Na-типа семейства трахиандезитов–монцонитов. Петрохимические особенности свидетельствуют об их принадлежности к породам известково-щелочного ряда преимущественно умереннощелочной серии (рис. 8, табл. 1). Особенностью монцодиорит-порфирита является в ряде случаев преобладание K₂O над Na₂O.

Трахиандезибазальтовый комплекс о. Генриетты, скорее всего, накапливался в обстановках, близких островным дугам [Драчев, 1989; Kos’ko, Korago, 2009]. На это (и на комагматичность всей группы пород) указывают отрицательные Та-Nb-аномалии, дифференцированные спектры РЗЭ и аномалии Sr+. Аркозовые песчаники рамы, ассоциирующиеся с вулканитами, по химическому составу отвечают гранитам, а их геохимические параметры - вулканитам при вполне закономерном понижении концентраций всех некогерентных элементов относительно андезитов.

Для монцодиорит-порфиритов о. Генриетты в термохронологической лаборатории университета г. Хьюстон ⁴⁰Ar-³⁹Ar изотопным анализом (метод ступенчатого прогрева, возраст плато, 70% выделенного ³⁹Ar) получено значение возраста 434±2 млн лет [Каплан и др., 2001; Государственная…, 2015]. В спектре другого образца этого же силла в ИНГГ СО РАН им. А.А. Трофимука после низкотемпературной лестницы вверх и двух ступеней с относительно повышенными значениями возраста наблюдается высокотемпературное плато, характеризующееся 62,3% выделенного ³⁹Ar и значением возраста 491±5 млн лет. Формирование монцодиорит-порфиритов происходило в условиях гипабиссальной фации глубинности, охлаждение было быстрым. Такая датировка может близко соответствовать формированию породы [Верниковский и др., 2013]. Есть еще датировка, полученная для о. Генриетты Х. Лоренцом [Ershova et al., 2016], 419±3,7 млн лет (64,4% ³⁹Ar).

В ЦИИ ВСЕГЕИ из образца монцодиорит-порфирита выделены цирконы и определен их U-Pb-возраст. Для магматических зерен он равен 648±5 млн лет; имеются и захваченные при прохождении магмы через фундамент - 2,5; 1,6; 1,4; 1,2; 1,1 и 0,8 млрд лет, и вторичные - с возрастом 400 млн лет. Sm-Nd-изохрона, построенная только по валу и пироксену, дает для них возраст 559±31 млн лет [Государственная..., 2015], с учетом области неопределенности, практически совпадающий с возрастом самого молодого кристалла циркона из всей полученной выборки (587 млн лет, ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb).

U-Pb-цирконометрия (SIMS SHRIMP) в ЦИИ ВСЕГЕИ показала, что, наряду с раннепалеозойскими магматитами, на о. Генриетты присутствуют раннемеловые дайки. Это служит доказательством того, что проявления магматизма мелового HALIP, помимо о. Беннетта, распространены и на других островах Де-Лонга [Ershova et al., 2016] (рис. 9).

Остров Жаннетты. Берега острова по всему периметру представляют собой крутые скальные уступы с углами склонов до 40–45°. В сентябре 2013 г. [Соболев и др., 2014] ВСЕГЕИ организовало повторную арктическую экспедицию, поставившую одной из основных задач посещение и изучение о. Жаннетты.

Распространенный на о. Жаннетты комплекс пород имеет много общего с вулканогенно-осадочными и магматическими породами о. Генриетты [Соболев и др., 2014]. С туфовой толщей о. Генриетты сопоставляется вулканогенно-осадочный комплекс о. Жаннетты. На это указывает похожая ассоциация осадочных пород, широкое развитие тонкозернистых турбидитов и наличие пачки красных кремней, которая может служить маркером. Кроме того, в составе комплекса на о. Жаннетты присутствуют туфоконгломераты, туфопесчаники, туфы, лавобрекчии и туфобрекчии риодацитов. Петрохимические особенности пород комплекса представлены в табл. 2.

В основании разреза острова находится пачка тонкозернистых вулканокластических турбидитов, представленных тонким чередованием аргиллитов, алевролитов, песчаников, реже - гравелитов общей мощностью около 125 м. Отличительной чертой является присутствие в средней части пачки прослоя ярко-красных силицитов мощностью 6–7 м (маркер). Вторая пачка (160 м) сложена туфобрекчиями и туфоконгломератами. Обломки представлены слабоокатанными и неокатанными вулканическими породами; матрикс песчаный (от мелко- до крупнозернистого). Выше залегает пачка тонкозернистых вулканокластических турбидитов с редкими прослоями туфо-конгломератов, туфобрекчий (50 м). Венчает изученный разрез пачка грубозернистых турбидитов (150 м) [Соболев и др., 2014] (рис. 10).

Датировки цирконов из туфов, риодацитов и даек долеритов о. Жаннетты дали значения 489±7, 654±9, 663±13, 612, 595±4, 633±9, 596±3, 486±14 млн лет (ЦИИ ВСЕГЕИ), что хорошо согласуется с данными по о. Генриетты. В работе [Ershova et al., 2016], кроме докембрийских датировок, для трех цирконов из риодацитового силла приводится конкордантный возраст 483±20 млн лет. В кварцево-полевошпатовом порфире все датировки цирконов докембрийские. Из маломощного силла трахибазальта, где получены в большинстве своем неопротерозойские датировки, для четырех цирконов получен конкордантный возраст 112,1±2,6 млн лет, что подтверждает наличие здесь, как и на о. Генриетты, проявлений магматизма раннемеловой HALIP. В детритных цирконах из песчаников превалируют неопротерозойские датировки с пиками 595, 620 и 660 млн лет. Имеется кластер из пяти датировок с возрастом 485 млн лет (ранний ордовик).

Вулканогенно-осадочная толща прорвана многочисленными маломощными (от нескольких сантиметров до 1,5 м) дайками основного состава [Соболев и др., 2014; Матушкин и др., 2016]. Ширина экзоконтактовых участков даек невелика (до 15 см), с признаками механического воздействия (захватом ксенолитов) на вмещающие породы. Дайки прорывают складчатые толщи и в отдельных случаях деформированы малоамплитудными разломами и хрупко-пластичными shear-зонами, что может говорить о нескольких этапах тектонической активности. Они сложены долеритами офитовой и гипидиоморфно-зернистой структур; текстура массивная, с элементами миндалекаменной. Породы претерпели многостадийную, обычно низкотемпературную переработку. Породообразующие минералы - основной плагиоклаз и клинопироксен (титан-авгит, диопсид); среди вторичных минералов - хлорит, эпидот, серпентин, реже - мусковит, кальцит и пренит; акцессорный магнетит. Крупных слабодеформированных даек вдоль берегового обнажения более десятка, однако детально изучено только несколько из них [Чернова и др., 2017].

Для обоснования геологического возраста долеритов были опробованы три дайки. Изотопные ⁴⁰Ar/³⁹Ar исследования проводились в ИГМ СО РАН (Новосибирск) методом ступенчатого прогрева. Исследования показали, что формирование даек началось в конце докембрия - 553,6±10,3 млн лет. В истории их становления могло быть несколько разорванных во времени этапов, вплоть до ордовика. Деформации (и связанный с ними прогрев), а также более поздние наложенные тектоно-термальные события проявились в середине ордовика (463,3±11,7 млн лет), конце силура (425,3±8,7 млн лет), позднем девоне (360,7±8,3 млн лет) и раннем карбоне (341,3±6,8 млн лет). Однако отношение Ca/K для ступеней плато не дает возможности утверждать, что полученное значение соответствует возрасту формирования образца [Чернова и др., 2017].

Таким образом, нижняя часть изученного вулканогенно-осадочного разреза сформировалась в конце докембрия и была пронизана дайками раннего (эдиакарского) этапа магматизма. Вероятно, этому этапу субсинхронна вулканическая деятельность, проявления которой есть на о. Генриетты, где возраст вулканогенно-осадочного комплекса, согласно изотопно-геохронологическим исследованиям базальтов, долеритов, умереннощелочных порфиритов и детритовых цирконов из подстилающих отложений, установлен как позднедокембрийско-среднекембрийский [Кораго и др., 2014; Ershova et al., 2016; Чернова и др., 2017].

Раннемеловой вулканогенный комплекс платформенного этапа развития севера Новосибирских островов

Остров Беннетта - наиболее крупный в архипелаге Де-Лонга. В плане он имеет ромбовидную форму и вытянут в северо-восточном направлении на 32 км. Бóльшая часть северного - северо-западного побережья представлена скальными уступами, часть северного - северо-западного побережья представлена скальными уступами, круто обрывающимися в море. Центральная часть острова занята ледником (рис. 11).

В геологическом строении острова принимают участие два структурных комплекса: нижний, сложенный терригенными толщами кембрия и ордовика, и верхний, представленный раннемеловыми покровами базальтов и андезибазальтов с подстилающими их маломощными угленосными отложениями этого же возраста [Вольнов, Сороков, 1961]. Палеозойские слои с остатками трилобитов нижнего-верхнего кембрия и граптолитов с конодонтами тремадока-дарривила обнажены на северном и южном берегах [Данукалова, 2016]. На северо-западе разрез начинается горизонтом вулканических бомб(?) поперечником до 2 м. На восточном берегу ордовик перекрыт литокластическими туфами базальтов. В прослоях туфоаргиллитов присутствуют отпечатки неопределимых растительных остатков раннемелового облика. Мощность нижней части - 60 м; верхняя часть толщи (300 м) сложена черными оливиновыми базальтами, нередко столбчатой отдельности. На мысе Эмма наблюдается до 20 покровов мощностью от первых метров до 25 м. Здесь, вероятно, есть и силлы. Судя по описанию пород в полевых книжках Д.С. Сорокова и Д.А. Вольнова [1956], на полуострове Чернышева обнажены породы субвулканического происхождения. Это подтверждают наблюдения 1983 г. [Масуренков, Флеров, 1989]. K-Ar-возраст базальтов о. Беннетта - 119–112±5 [Драчев, 1989], 106±4, 109±5, 110±5, 124±6 млн лет [Федоров и др., 2005].

Базиты характеризуются умеренной щелочностью Na-подтипа K-Na-ряда известково-щелочной серии. По петрографическим и петрохимическим особенностям обособляются две группы: лейкократовые глиноземистые оливиновые и меланократовые магнезиальные базальты. Последние характеризуются дефицитом SiO₂ и щелочей при высоких содержаниях MgO, приближаясь по составу к пикробазальтам. С полуострова Чернышева Ю.П. Масуренковым и Г.Б. Флеровым [1989] отобраны образцы оливиновых магнезиальных базальтов (с содержанием Mg до 10,67%). По содержаниям микроэлементов базальты о. Беннетта близки траппам Сибири и о. Бельковский, отличаясь несколько повышенным фоном некогерентных элементов, что может говорить о более глубинном и менее истощенном мантийном источнике расплава. Из общей картины выделяются базальты с характеристиками N-MORB. Они ближе базальтам окраинного моря, заложенного на континентальной коре. Базальты остальной части разреза однородны, демонстрируют отчетливые признаки дифференциации с фракционированием оливина, клинопироксена, магнетита и реже - плагиоклаза.

Излияния базитов о. Беннетта почти синхронны внедрению гранитоидов о. Большой Ляховский (105–125 млн лет). Учитывая геоструктурные условия проявления платобазальтов (в границах блока Де-Лонга, кратонизированного по крайней мере с каледонского времени), можно уверенно говорить о позднемезозойско-кайнозойских деструктивных преобразованиях континентальной коры в связи с ранними этапами рифтогенных событий, синхронных отдельным эпизодам развития Амеразийского бассейна, предваряющих начало океанообразования в Арктическом бассейне. Сам же ареал магматизма о. Беннетта и его окружения является частью позднемезозойской HALIP (рис. 12).

Неоген-четвертичные щелочные базальты и щелочно-ультраосновные фоидиты островов Жохова и Вилькицкого

Эти два небольших (58 км² и 1,5 км²) острова имеют вулканическое происхождение [Баклунд, 1915; Савостин, 1992; Савостин и др., 1988; Богдановский и др., 1992; Силантьев и др., 1991; Silantiev et al., 2004]. По петрографо-петрохимическим особенностям выделяются две группы: щелочно-базальтовая и щелочно-ультраосновных фоидитов (базанитов). Они содержат включения глубинных пород, дающие представление о составе верхней мантии и корового субстрата. Ксенолиты долеритов, чуждых слагающим оба острова вулканитам, имеют K-Ar-возраст 99–152 млн лет. Для мантийных ксенолитов шпинелевых лерцолитов о. Жохова получены байкальские и гренвильские датировки - 545±106, 605±47 (Rb-Sr) и 1110±57 (Sm-Nd) млн лет [Сурнин и др., 1998]. K-Ar-возраст базанитов по новым определениям [Akinin et al., 2015] - от 3,6±0,6 до 1,4±0,1 млн лет, предыдущие датировки - от 6,1 до 0,4 млн лет [Богдановский и др., 1992]. Имеются две прецизионные ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датировки 1,2±0,2 млн лет [Лейер и др., 1993] и 1,97±0,37 млн лет, недавно полученная в ЦИИ ВСЕГЕИ (возраст плато - метод ступенчатого прогрева, 85,3% выделенного ³⁹Ar; ИНГГ СО РАН, Новосибирск). На изохронной диаграмме точки формируют линейную регрессию, характеризующуюся значением возраста 1,04±0,42 млн лет (СКВО = 0,52) и повышенным относительно атмосферного начальным отношением (⁴⁰Ar/³⁶Ar)₀ = 589±81. Изохронный возраст согласуется с возрастом плато в пределах ошибки. Учитывая быстрое остывание базальта, датировка должна быть близка возрасту формирования породы.

Остров Жохова целиком сложен верхненеогеновыми и четвертичными оливиновыми базальтами, щелочными базальтами и ультраосновными фоидитами с мантийными ксенолитами шпинелевых лерцолитов. Среди базанитов выделено несколько разновидностей. Наиболее характерны массивные и миндалекаменные мелкозернистые - гетерозернистые горные породы с элементами флюидальной текстуры с порфировой структурой и гиалопилитовой структурой в мезостазисе, связывающем фенокристы (10–15%), ксеноморфные миндалины (15–20%) и интрателлурические включения. Миндалины сложены анальцимом с примесью лейцита. Фенокристы обычно представлены свежим магнезиальным оливином или более редкими вкрапленниками зонального титан-авгита.

Вулканиты о. Жохова являются продуктами деятельности нескольких небольших аппаратов центрального типа (шлаковых конусов), которые хорошо дешифрируются на космоснимках и приурочены к системе разломов субмеридионального (северо-северо-западного) простирания (вероятно, вулканические постройки возникли на пересечении их с менее ярко выраженными ортогональными расколами). В центральной части острова выделяется семь таких отдельно стоящих вулканических центров, сложенных шлаковыми (полу)конусами спекшихся пород. Их рассекают дайкообразные и неккообразные тела массивных щелочных базальтоидов. Вдоль подошвы аппаратов кое-где выделяются небольшие линейные возвышения (по-видимому, экзарационного происхождения), сложенные угольно-черными пемзами и шлаками (рис. 13).

Глубинные включения в базальтах представлены шпинельсодержащими лерцолитами. Встречены также ксенолиты бледно-зеленых афанитовых пород, сложенных карбонатом, хлоритом и реликтовым оливином. О.Г. Богдановский с соавт. [1992], изучив составы породообразующих минералов (оливинов, орто- и клинопироксенов, шпинели) из вулканитов и ксенолитов, сделали вывод, что среди вкрапленников оливина преобладают ксеногенные образования, все вкрапленники пироксена относятся к ксенокристовой ассоциации, а шпинелевые лерцолиты представлены недеплетированными разностями и испытали частичную перекристаллизацию вследствие высокотемпературного взаимодействия с расплавом. Другого мнения придерживаются якутские исследователи [Сурнин и др., 1998], считая, что геохимические характеристики мантийных включений и лав свидетельствуют об их происхождении из деплетированной мантии.

Кроме распространенных мантийных ксенолитов, в молодых вулканитах встречены обломки верхнекоровой принадлежности - кварцево-полевошпатовые песчаники, гранитогнейсы, мраморы, полевошпат-амфиболовые пегматиты и диориты; нижнекоровых ксенолитов (типа габброгранулитов) не выявлено. Первые являются породами неглубокозалегающего фундамента и довулканического чехла. Датирование цирконов из ксенолитов плагиогранито-гнейсов в базанитах о. Жохова дало возраст (U-Pb, SHRIMP-RG) 660-600 млн лет. Возраст захваченных цирконов из лейкомонцонитов, представляющих эрратические валуны, - 552–602 млн лет. Полученные модельные возрасты цирконов из коровых ксенолитов указывают на связь с Протоуральско-Тиманским магматизмом. Датирование детритовых цирконов из ксенолитов песчаников о. Жохова показало возрасты от протерозоя до средней юры (160 млн лет), что предполагает возраст осадконакопления моложе, чем среднеюрский [Akinin et al., 2015].

Остров Вилькицкого представляет собой частично эродированный вулканический аппарат, сложенный породами, аналогичными о. Жохова. Он расположен в широтной зоне (совпадающей с узким линейным гравиминимумом) магнитных аномалий, которая рассматривается как область возможного развития ультраосновных фоидитов.

Кайнозойские базаниты островов Жохова и Вилькицкого не несут следов тектонических деформаций. Глубина магматического источника щелочных базальтоидов, судя по наличию в них ксенолитов шпинелевых лерцолитов, может превышать 60 км.

По петрохимическим особенностям вулканиты о. Жохова представлены щелочными, реже - умереннощелочными оливиновыми базальтами щелочной и известково-щелочной серий Na-подтипа K-Na-типа (рис. 14; табл. 3), отвечая пикритовым (до пикритов) и щелочным базальтам. Характерны высокие содержания MgO (Σ10%, иногда 17%). На диаграмме Коха большинство точек составов располагается в поле гавайитов. Диаграмма MnO–TiO₂–P₂O₅ демонстрирует близость базальтам MORB и иногда - OIB.

Щелочно-ультраосновные фоидиты представлены щелочными базальтоидами (на диаграмме Коха точки их составов расположены в поле нефелинитов, базанитов и тефритов), характеризуясь дефицитом SiO₂, высокой шелочностью (Na₂O+K₂O ≥8); коэффициент агпаитности - –0,91. С увеличением дифференцированности расплава возрастает и сумма РЗЭ. Характер Eu-аномалии коррелируется с содержанием плагиоклаза. Геохимические характеристики свидетельствуют о внутриплитном характере магматизма, единстве ассоциации базальтоидов со щелочно-ультраосновными породами и об отсутствии контаминации коровым континентальным материалом.

Дайки и силлы раннего триаса и мела островов Анжу

Раннетриасовый габбро-долеритовый комплекс пассивной континентальной окраины Новосибирско-Чукотских поздних мезозоид. В геологическом строении о. Котельный участвуют породы верхнего девона - среднего карбона, разбитые соскладчатыми разломами северо-западной ориентировки, реже - поперечными к ним - субмеридиональными - северо-восточными.

Магматические породы островов Котельный и Бельковский представлены мелкими телами основного состава; преобладают дайки (мощность 1–30 м, протяженность до 7 км), реже наблюдаются силлы и штоки (около 1 км²). Дайки с субвертикальными контактами имеют северо-западные простирания, согласные с генеральным направлением складчатых структур, реже - кососекущие их, субмеридиональные. Интрузивные тела сложены долеритами, габбро-долеритами, а малые тела и апофизы - долеритовыми порфиритами. Выделяются кварц- и оливинсодержащие разности. В долеритовых порфиритах есть вулканическое стекло (5–20%).

Ранее эти породы датировались поздним палеозоем на основании их активных контактов с осадками D-C₂. U-Pb-датированием единичных зерен циркона было получено значение 252±2 млн лет [Kuzmichov, Pease, 2007], то есть долериты оказались по возрасту близки сибирским траппам, а также анюйско-амгуэмскому комплексу Чукотки и, вероятно, могут рассматриваться в качестве одного из мелких периферийных ареалов Таймыро-Сибирской магматической мегапровинции. По петрогеохимическим данным (табл. 4) они представлены долеритами, редко - габбро-диоритами нормального (толеитового) ряда, реже - известково-щелочного (разности более кислого состава) ряда. На диаграмме AFM (рис.  15) почти все точки составов располагаются в правой части толеитового поля, и лишь габбро-диориты образуют самостоятельный рой в левой его части, также выше линии, разграничивающей толеитовые и известково-щелочные серии. Габбро-диориты, вероятно, являются наиболее поздними дифференциатами основного расплава. Индекс затвердевания Х. Куно варьируется в широких пределах, но в среднем равен для разных групп пород 29, 27 и 11, что указывает на значительную степень кристаллизационного фракционирования либо (что скорее) на контаминацию базальтовой магмы коровым материалом. По геохимическим характеристикам базиты о. Бельковский внутриплитные, слабодифференцированные, но ощущается влияние континентальной компоненты.

Дискриминантные диаграммы не дают однозначной трактовки геодинамических обстановок формирования пород. Так, на диаграмме Zr/4–2Nb-Y большинство точек составов попадают в поле вулканитов островных дуг у границы с полем N-MORB и частично - в пределы последнего; а на диаграмме lgZr/Y–lgZr - в поле внутриплитных базальтов, иногда же – вблизи его границы с полем MORB. Неотчетливая картина наблюдается и на диаграмме МnO–TiO₂–P₂O₅. С учетом геолого-структурных условий проявления магматизма внедрение пород комплекса можно связывать с деструктивными процессами в тыловой части континентальной окраины (или микроконтинента), граничившей в позднем палеозое со структурами (Ляховско)-Южно-Анюйской зоны с корой океанического типа.

Меловой базитовый комплекс даек платформенного этапа развития островов Ляховских и Анжу, о. Столбовой (Ляховские о-ва) и о. Котельный (острова Анжу). Столбовой является наиболее западным в группе Ляховских островов. Он имеет форму, близкую овальной (45 × 10 км), и вытянут в северо-западном направлении. Так же ориентированы слагающие его терригенные отложения верхней юры - нижнего мела и прорывающие их дайки долеритов. Есть сведения о таких дайках и на о. Котельный. Мощность их - от 1–2 м (о. Столбовой) до нескольких десятков метров (о. Котельный) при протяженности до 2 км. Долериты - массивные и миндалекаменные афировые и порфировые породы. Наименее измененные разности (о. Котельный) состоят из лабрадора-битовнита (45–55%), клинопироксена (20–30%), оливина и псевдоморфоз по нему (5–7%), ильменита (5–10%), апатита, стекла; хлорит-иддингсита, биотита и кальцита. Возраст условен и принят по аналогии с близкими по петрографическим и петрохимическим особенностям долеритами побережья Восточно-Сибирского моря.

В петрохимическом отношении (поздне?)меловой габбродолеритовый комплекс (см. табл. 4) представлен умеренно-глиноземистыми (al′ = 1) известково-щелочными базитами нормально-умеренной щелочности Na-подтипа K-Na-типа. На диаграмме Муллена (см. рис. 15) фигуративная точка среднего состава пород располагается на границе полей островодужных толеитов, щелочно-известковистых островодужных базальтов и андезитов островных дуг. Исходя из этого, в самом первом приближении меловой долеритовый магматизм можно связывать с деструктивными процессами в результате поздне-посторогенного (компенсационного) растяжения континентальной коры этого региона.

Долериты о. Котельный более дифференцированы, чем триасовые базиты о. Бельковский. Спектры некогерентных элементов свидетельствуют о плавлении более истощенной мантии при формировании расплавов. Различия проявлены в изотопии Sr и Nd, точки составов базитов о. Котельный расположены на линии «мантийной последовательности», в то время как породы о. Бельковский демонстрируют высокую степень их контаминации коровым материалом.

Впервые выполненные для Новосибирских островов в ЦИИ ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) определения изотопных Sr-Nd-отношений показали, что все базиты, за исключением долеритов о. Бельковский, существенно контаминированы нижнекоровым (гранулитовым?) материалом [Фор, 1989]. Их фигуративные точки расположены на линии «мантийной последовательности». Плагиофировый базальт о. Беннетта имеет повышенное значение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, вероятно, за счет обогащения плагиоклазом при более высоком содержании стронция в породе в целом (см. рис. 15).

Острова Врангеля и Геральда. Остров Врангеля имеет складчато-надвиговую структуру с метаморфическим фундаментом и сложнодислоцированным осадочным чехлом силура–триаса. Современный структурный рисунок создан позднекиммерийским орогенезом, а реликты более ранних складчатых сооружений представлены допалеозойскими образованиями, обнажающимися в тектонических покровах центральной части острова. Проблематичным является проявление в его границах каледонско-элсмирских складчатых деформаций, известных на севере Аляски в хребте Брукс (Бруксо-Врангелевская(?) cкладчатая зона).

Магматические образования распространены ограниченно, образуя две субширотные полосы: южную, где приурочены к так называемому врангелевскому метаморфическому комплексу неопротерозоя и представлены производными базитовой (габбро-долеритовый комплекс) и гранитоидной (гранит-аляскитовый комплекс) магм, которые метаморфизованы в условиях зеленосланцевой - эпидот-амфиболитовой фаций; северную - в центральной части острова, где прерывистой цепочкой обнажаются вулканиты основного, кислого и среднего составов у границы полей развития пород врангелевского комплекса и каменноугольных слоев с органическими остатками. Породы южной полосы (врангелевский комплекс) образовались по осадочно-вулканогенной толще с горизонтами мраморов и субсогласными с телами гранитогнейсов, ориентированными субширотно и запрокинутыми на юг. Все имевшиеся ранее описания магматических образований суммированы в монографии [Кos’ko et al., 1993; Косько и др., 2003].

(Мета)габбро-долеритовый комплекс представлен долеритами и габбро-долеритами. Как правило, силлы изменены в меньшей степени, чем тела вулканитов, которые нередко полностью превращены в «зеленые» (хлорит-амфибол-альбитовые, кварц-эпидот-альбит-хлоритовые и др.) сланцы либо ортоамфиболиты, слагающие маломощные пластовые тела. В центральных частях достаточно мощных базитовых тел отмечаются реликты первичных магматических (офитовых) структур с изометричными или удлиненными зернами нацело соссюритизированного плагиоклаза (40–60%) и агрегатами актинолита (10–15%), хлорита и биотита (10–15%), эпидот-цоизита (20–25%), лейкоксена (до 3%), титаномагнетита (2–3%), апатита (2–3%). В полевых отчетах они обычно описывались как амфиболиты и кварцевые метадолериты. Сведения о химическом составе пород крайне скудны. В работе [Kos’ko et al., 1993] приводится всего два химических анализа - «зеленого» сланца и метагабброида. Для них характерны высокие железистость, титанистость и несколько повышенная щелочность (за счет Na) при общем толеитовом ее типе; а для габбро - избыток фосфора (P₂O₅ до 2%) за счет присутствия в связующей массе апатита. Несмотря на то что изменения пород носят явно выраженный изохимический характер, даже предполагаемый вывод о геодинамической позиции магматитов по этому материалу сделать невозможно.

Гранит-аляскитовый комплекс включает тектонизированные тела лейкократовых гранит-порфиров (до порфироидов), реже - порфировидных (порфиробластических) гранитов, граносиенитов(?) и гранит-аплитов. Помимо субсогласных пластовых тел, они образуют небольшие дайки, редко - штоки (до 20×30 м). А.А. Горбуновым [1953] отмечено также присутствие даек авгитовых и роговообманковых лампрофиров, рассекающих на о. Геральд гранитоидное тело. Неизмененные гранитоиды практически отсутствуют. Превалируют гранит-порфиры. Порфиробласты (порфирокласты) в них (20–60%) представлены калишпатом (5–30%), кварцем (5–25)%, плагиоклазом (альбит-олигоклазом, реже - олигоклаз-андезином) (5–8,5%). Микрозернистая основная масса (40–80%) состоит из гранофирового кварцево-полевошпатового агрегата (30–70%) с небольшим количеством хлорита и серицита. Мусковитовые граниты характеризуются высоким содержанием кварца (36–46% и более), переменными количествами калишпата (5–42%), плагиоклаза (8–40%) и мусковита (серицит) (4–8%, редко 15%). По химическому составу большая часть проанализированных интрузивных и вулканических(?) пород отвечает аляскитовым гранитам, иногда - лейкогранитам. Они пересыщены SiO₂ (обычно >75%), высоко- и весьма высокоглиноземистые, сумма щелочей - 7–8,5% при значительном преобладании K. На диаграмме Л.С. Бородина точки их составов располагаются между известково-щелочным (коровым орогенным) и высококалиевым (позднеорогенным) трендами, тяготея к границе раздела известково-щелочного и субщелочного полей, а на диаграмме R₁–R₂ - ложатся в область синколлизионных гранитов. Такой химический состав позволяет формально относить их к высококалиевым известково-щелочным (позднеорогенным) либо синколлизионным гранитоидам [Косько и др., 2003], однако является, до некоторой степени, следствием бластомилонитизации пород с образованием порфирокластов калишпата и кислого плагиоклаза, а также перекристаллизации основной массы, то есть не отвечает первичному составу гранитоидов. Изотопные датировки гранитоидов и пород основного состава из врангелевского комплекса, сделанные ранее, имеют широкий разброс - 608–840 млн лет, U-Pb по циркону; 590 млн лет, Pb-Pb по циркону; 574, 575 млн лет, K-Ar по валу; 475 млн лет, Rb-Sr по мусковиту [Косько и др., 2003].

В 2006 и 2014 гг. на о. Врангеля работали сотрудники ГИН РАН (Москва) под руководством С.Д. Соколова. Свежие сведения с новыми данными цирконометрии U-PbSIMS и LA-ICP-MS-методами (ЦИИ ВСЕГЕИ), геохимии и Nd-изотопии гранитоидов и кислых вулканитов приведены Л.М. Лучицкой с соавт. [Лучицкая и др., 2016, 2017]. Цирконометрия гранитов врангелевского комплекса и риолитов центральных районов выявила два этапа магматизма в неопротерозое - 690–730 и 590–610 млн лет соответственно. Это, а также петрохимическое сходство кислых вулканитов южного и центрального блоков свидетельствует о принадлежности риолитов центрального блока к врангелевскому комплексу, а не к нижнему карбону, как считалось ранее. Часть изученных цирконов из гранитов содержат унаследованные ядра мезо-, палеопротерозойского и даже неоархейского возрастов. В образце мусковитовых гранитов есть цирконы с возрастом 511±11 и 1360±25 млн лет, которые, по Л.М. Лучицкой и соавт., отражают время палеозойского магматического события и возможный возраст протолита соответственно. Цирконы из вулканитов основного и кислого составов центральных районов имеют возраст 594±7 и 599±8 млн лет (U-Pb SIMS).

По данным этих же авторов, геохимические особенности гранитоидов позволяют сопоставлять их с высокодифференцированными паралюминиевыми гранитами I-типа, а вулканиты кислого состава - с гранитами А-типа. Отрицательные величины εNd(T) и модельные возрасты гранитоидов указывают на участие в их петрогенезисе континентальной коры и на их постнеопротерозойский возраст. Умеренные положительные величины εNd(T) для вулканитов позволяют предполагать гетерогенный источник с коровой и мантийной составляющими.

Обсуждение материала. Общие выводы по магматизму Арктической зоны России

Новосибирские острова. Магматические образования маркируют главные тектонические события этой области:

1) умереннощелочной магматизм блока Де-Лонга (генриеттский трахиандезибазальтовый комплекс), вне зависимости от спорного (PR₂ либо PZ₁) возраста, проходил в обстановках, близких энсиматическим островным дугам. Если время вулканизма считать ордовикско-силурийским, то реликты энсиматических островных дуг близкого возраста известны на о. Элсмир Канадского архипелага, а север блока Де-Лонга можно рассматривать как одну из ранних каледонских дуг пояса, реликты которого прослеживаются в обрамлении современного Северного Ледовитого океана от Шпицбергена до Аляски;

2) офиолитовая ассоциация юга о. Большой Ляховский близка внутренним океаническим комплексам (oceanic core complex) Южно-Анюйского океана, уверенно датируемым на Западной Чукотке С₂-Р₁ и J₃-временем;

3) внедрение меловых массивов диорит-гранодиоритового, лейкогранитового, гранит-гранодиоритового комплексов (о. Большой Ляховский) и апт-альбских риолитов (о-вов Анжу) отражает ранне-, син- и поздне-посторогенные обстановки и окончательное формирование и переплавление коры континентального типа в Новосибирско-Чукотской складчатой системе (125 – 110-106 млн лет);

4) раннемеловой платобазальтовый вулканизм о. Беннетта, практически синхронный (124±5–106±4 млн лет) гранитогенезу о. Большой Ляховский, являясь частью HALIP, послужил спусковым механизмом MZ2-KZ-рифтогенных событий, предваривших океанообразование в Арктическом бассейне;

5) по-видимому, с этой же магматической провинцией (HALIP) связано внедрение малых тел долеритов на островах Столбовой и Котельный;

6) проявления молодого внутриплитного щелочно-базальтового и фоидитового вулканизма островов Жохова и Вилькицкого, как и других глубокофокусных (с очагами более 60 км глубиной) вулканов Арктики, коррелируются с отдельными этапами раскрытия Евразийского бассейна.

Острова Врангеля и Геральда. Главный вывод Л.М. Лучицкой и соавт. [2016, 2017], сделанный на основании имевшегося ранее и вновь собранного материала по магматическим комплексам о. Врангеля, сводится к тому, что:

1) формационный состав вмещающих гранитоиды неопротерозойских пород (вулканитов кислого, среднего и основного составов, вулканокластических и терригенных пород) в совокупности с петрогеохимическими характеристиками гранитоидов указывает на геодинамические обстановки активной континентальной окраины для этапа 690–730 млн лет;

2) риолиты, близкие по геохимическим параметрам гранитам А-типа, вкупе с обогащенными базальтами могут рассматриваться в качестве бимодальной рифтогенной ассоциации, возникшей при растяжении 610–590 млн лет назад.

В целом, соглашаясь с этими построениями, заметим, что, с нашей точки зрения, вопрос об отсутствии в центральном блоке о. Врангеля позднепалеозойских вулканитов не закрыт. В частности, наличие в верхнепалеозойских породах, перекрывающих вулканиты, только неопротерозойских цирконов еще не свидетельствует об этом однозначно; к тому же, судя по описаниям базитов долины Хищников и горы Первой, они не подверглись зеленокаменным изменениям и имеют свежий облик. Наконец, в Анюйско-Чаунской области материка и на самом о. Врангеля проявлен позднекаледонско-элсмирский тектогенез. С этим тектогенезом связаны интрузии гранитов мыса Кибер на Чукотке. Проявления магматизма близкого возраста вполне вероятны и на островах Врангеля и Геральд.

На основании реконструкций геодинамических обстановок проявления магматизма на арктических островах России можно сделать более общие и широкие выводы по истории геологического развития этой части Арктики.

1. Данные о допалеозойских магматических комплексах свидетельствуют о проявлении в конце неопротерозоя двух этапов базитового и гранитоидного магматизма - во второй половине криогения и в эдиакарии (730–690 и 610–590 млн лет), указывающих на наличие блоков бывшей Арктиды на западе (Новая Земля), в центральной части (Северная Земля) [Кораго и др., 2018] и на востоке (Новосибирские острова и о. Врангеля) современной Арктики. Принадлежат ли эти блоки в настоящее время единой плите, переработанной вдоль ее южной границы позднегерцинско-раннекиммерийскими и элсмирскими складчато-надвиговыми преобразованиями (Новая Земля и Таймыро-Североземельский блок), а также позднекиммерийским орогенезом (острова Ляховские и Анжу), либо они являются ее «осколками» среди кристаллических пород более раннего докембрия, по имеющемуся на данный момент времени материалу сказать сложно.

Вулканиты и их субвулканические аналоги о. Генриетты по цирконометрии имеют предположительно байкальский возраст. В таком случае этот блок можно рассматривать в качестве реликта Арктиды. Возможен также вариант, что эти датировки отражают лишь возраст реликтовых цирконов (то есть возраст фундамента), а Ar/Ar- и K/Ar-даты отвечают возрасту раннекаледонского вулканизма и его последующих преобразований. Тогда логично говорить лишь о докембрийском возрасте субстрата в блоке Де-Лонга, его переработке в каледонское время и отсутствии следов последующего позднемезозойского орогенеза.

Фундамент блока Анжу также байкальский, о чем свидетельствует присутствие в его границах допалеозойского Котельнического массива [Государственная…, 1985], но, в отличие от блока Де-Лонга, он испытал раннемеловой орогенез и вместе с блоком большей части Ляховских островов располагается в границах Новосибирско-Чукотских складчатых мезозоид.

2. В Арктике проявлены три этапа площадного базитового магматизма: позднедевонский (позднеживетско-раннефранский), позднепермско-раннетриасовый и позднемезозойский.

На российских арктических островах наиболее масштабна позднедевонская HALIP Новой Земли. Этот базитовый магматизм, по-видимому, был связан одновременно и с заключительными фазами каледонско-элсмирского орогенеза («замыканием» океана Япетус), и с началом уральской коллизии. Петрографическая провинция этих базитов в Баренцево-Северо-Карском регионе, включающем прилежащую акваторию, имеет в плане неправильную, но в целом достаточно изометричную форму, что с изотопными Sr-Nd-Pb-характеристиками магматитов позволяет рассматривать их в качестве производных плюмовой активности. Не исключено, что проявления щелочно-ультраосновного (с карбонатитами) и нефелин-сиенитового магматизма Кольского полуострова, кимберлитоподобных пород и кимберлитов Терского берега этого же полуострова, Зимнего берега Архангельской области и Тиммана с датировками 380–370 млн лет также были связаны 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; либо эти два процесса протекали почти одновременно.

Отголоски позднепермско-раннетриасового Восточно-Сибирского суперплюма представлены на прибрежно-материковой части анюйско-амгуэмским комплексом Чукотки, а севернее - дайками и силлами Новосибирских островов. Н.Л. Добрецов [2003] 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 проявлениями плюмового (в первую очередь траппового) магматизма в пермско-триасовое (Сибирский суперплюм), девонское (Европейский суперплюм) и, возможно, ранне-среднеордовикское время. Он отстаивает представления о единой длительной эволюции Палеоазиатского океана в интервале 950–250 млн лет, отрицая развитие структур Урала (Уральского палеоокеана) и других секторов Урало-Монгольского пояса в противофазе.

Мы считаем такое толкование излишне широким на основании несовпадения структурных планов герцинид Урала и ранних киммерид Новой Земли со структурами их допалеозойского фундамента, а также наличия угловых и азимутальных несогласий между ними.

Позднемезозойская базитовая провинция масштабно проявлена на западе высокоширотной Арктики (Шпицберген, Земля Франца-Иосифа с окружающей акваторией и с отголосками на севере и в центральной части Новой Земли) и на востоке - о. Беннетта. Эти проявления вместе с базитами Канадских Арктических островов традиционно рассматриваются в рамках одной большой позднемезозойской магматической провинции [Добрецов и др., 2013]. Петрохимические, изотопно-геохимические и геохронологические характеристики говорят о плюмовой [Блюман, 2005] природе магматизма. Западное (Баренцевоморское - со Свальбардом и Землей Франца-Иосифа) звено было подробно рассмотрено в [Кораго и др., 2010].

Здесь, в контексте статьи, важно сделать акцент на новых геохронологических материалах, полученных для островов Де-Лонга (восточное звено) в результате экспедиций ВСЕГЕИ в 2011 и 2013 гг. На о. Жохова давно были 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). Для островов Генриетты и Жаннетты впервые получены U-Pb конкордантные возрасты магматических цирконов - 135,9±1,4, 145,4±4,2 (силлы трахибазальта и диоритового порфирита), 112,1±2 млн лет (силл трахибазальта). Это может свидетельствовать о проявлении на Новосибирских островах (помимо о. Беннетта и косвенно - о. Жохова) раннемелового Арктического плюма. Причем если на о. Беннетта доминирует покровная фация, то на островах Генриетты и Жаннетты имеются сведения только об интрузивах.

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

Ключевым вопросом для определения масштаба Арктического плюма в настоящее время выступает хребет Ломоносова: будут ли там найдены вулканиты позднеюрско-раннемелового возраста или нет? Либо этот вулканизм будет сквозным по отношению к западному и восточному звеньям («Арктический суперплюм»), либо они (звенья) являются вполне независимыми, продуцируемыми почти одновременно двумя(?) раздельными головными частями одного или нескольких плюмов [Добрецов, 2008].

На сегодняшний день известно, что наиболее глубокая скважина (IODP-302; 428 м) проекта глубоководного бурения ACEX (2004) лишь в самых низах разреза вскрыла терригенный кампан (маастрихт?), а редкие псефитовые обломки базальтов и долеритов, встреченные в самом верхнем литологическом комплексе, несут признаки ледового разноса [Крылов и др., 2013; Черных, Крылов, 2017]. Так что вопрос присутствия раннемелового магматизма на хребте Ломоносова остается открытым (возможно, до осуществления проекта ACEX-2 в его южной части).

3. Юг о. Большой Ляховский является продолжением Южно-Анюйской сутуры Чукотки, возникшей на месте закрытия в раннемеловое время океанического бассейна, отделявшего в карбоне–юре структуры северо-востока Евразийской плиты от Новосибирско-Чукотского геоблока. Последний включает Анюйско-Чаунский, Восточно-Чукотский и Сьюардский районы материка, а также район о. Врангеля и значительную часть Новосибирских островов (за исключением блока Де-Лонга), с прилежащим к ним шельфом. Возраст офиолитовой ассоциации юга о. Большой Ляховский до конца не ясен. Однако в любом случае эта ассоциация близка внутренним океаническим комплексам Южно-Анюйского океана, уверенно датируемым на Западной Чукотке С₂-Р₁ и J₃-временем [Бялобжеский и др., 1990; Кораго, 2000; Бондаренко и др., 2004; Соколов и др., 2010], а время закрытия этого бассейна - неокомовое [Кузьмичев и др., 2005]. Присутствие в Южно-Анюйской зоне на Чукотке как позднеюрских, так и позднепалеозойских шаровых базальтов, а также позднепалеозойских ультрабазитов, возраст которых подтверждается изотопными датировками, внедрением плагиогранитов с возрастом 230–240 млн лет и нахождением галек ультрабазитов и плагиогранитов в верхнетриасовых конгломератах, свидетельствует, с одной стороны, о длительной истории Южно-Анюйского океана, а с другой стороны, о его рифтогенной природе с двумя этапами раскрытия и закрытия: I - в среднем(?) - начале позднего палеозоя и в предпозднетриасовое время; II - в конце средней(?)-поздней юры и в предбарремское время соответственно.

4. Сценарий развития Востока Арктики в зависимости от трактовки возраста вулканитов о. Генриетты восстанавливается с конца протерозоя либо раннего палеозоя. В это время на востоке блока Де-Лонга господствовали условия, близкие островодужным; западнее и юго-западнее в платформенных обстановках накапливались преимущественно терригенные (о. Беннетта) и существенно карбонатные (о. Котельный) осадки. Коренные изменения условий седиментации произошли в постдевонское время. Но если южнее современной Южно-Анюйской сутуры примерно с башкирского века среднего карбона на большей части Северо-Востока (за исключением микроконтинентов типа Омолонского) в обстановках пассивной континентальной окраины формировались мощные терригенные турбидитовые толщи верхоянского комплекса либо господствовали островодужные обстановки (Алазейско-Олойский район), то в Анюйско-Чаунском блоке, а также севернее его проявлены следы элсмирской орогении, и часть среднего палеозоя выпадает из разреза. На побережье, в районе мыса Кибера, известен гранитоидный массив с возрастом около 360 млн лет, а на границе карбона фиксируется угловое несогласие с базальными конгломератами в основании, содержащими гальку этих гранитов. Уверенно говорить о накоплении мощных терригенных толщ здесь можно лишь начиная с триасового, а возможно, позднепермского(?) времени. Итак, Новосибирско-Чукотский геоблок на протяжении всего(?) палеозоя представлял собой континентальную окраину байкальской Арктиды, частично затронутую элсмирской орогенией в постдевонское время. Окончательное закрытие в неокоме Южно-Анюйского океана привело к трансформации прибрежных районов Западной Чукотки и части островов Новосибирского архипелага из пассивной континентальной окраины в активную, с масштабным мафическо-салическим и салическим магматизмом. В границах архипелага складчатыми деформациями были затронуты образования островов Ляховские и Анжу с эпибайкальским Котельническим массивом. Следы позднемезозойского орогенеза в блоке Де-Лонга не выявлены.

Список литературы

Баклунд О.О. Нефелиновый базальт с Северного Ледовитого океана // Изв. Импер. АН. Сер. VI. T. IX. СПб., 1915.

Блюман Б.А. Концепция плюмов. Современное состояние и альтернативы // Региональная геология и металлогения. СПб., ВСЕГЕИ, 2005. № 26. С. 185–194.

Богдановский О.Г., Минеев С.Д., Ассонов С.С. и др. Магматизм архипелага Де-Лонга (Восточная Арктика): геохимия изотопов и геохронология // Геохимия. 1992. № 1. С. 47–55.

Бондаренко Г.Е. Тектоника и геодинамическая эволюция мезозоид северного обрамления Тихого океана. Специальность 25.00.03 / Автореф. дисс. … на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук. М., 2004. 46 с.

Бялобжеский С.Г., Кораго Е.А., Лычагин П.П. и др. Южно-Анюйская зона - длительно развивавшаяся складчатая структура / Тез. совещ. Магадан, 1990. С. 48–50.

Верниковский В.А., Метелкин Д.В., Толмачева Т.Ю. и др. К проблеме палеотектонических реконструкций в Арктике и тектоническом единстве террейна Новосибирских островов: новые палеомагнитные и палеонтологические данные // ДАН. 2013. Т. 451. № 4. С. 423–429.

Виноградов В.А., Каменева Г.И., Явшиц Г.П. О Гиперборейской платформе в свете новых данных по геологическому строению острова Генриетты // Тектоника Арктики. Вып. 1. Л.: НИИГА, 1975. С. 21–25.

Вольнов Д.А., Сороков Д.С. Геологическое строение острова Беннетта // Тр. НИИГА. Л., 1961. Т. 123. Вып. 16. С. 5–18.

Геология СССР. Т. XXVI. М.: Недра, 1970.

Государственная геологическая карта РФ. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Серии Лаптево-Сибироморская и Океанская. Лист Т-57–60 - о. Генриетты. Объяснительная записка. СПб.: Картфабрика ВСЕГЕИ, 2015. 68 с. + 4 вкл.

Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Новосибирские острова. Листы T-54-XXXI, XXXII, XXXIII; S-53-IV, V, VI; S-53-XI, XII; S-54-I, II, III; S-54-VII, VIII, IX, XIII, XIV, XV. Объяснительная записка. М.: Севморгеология, 1985. 162 с.

Данукалова М.К. Геологическая история территории островов Беннетта и Котельный в раннем палеозое // Автореф. дисс. ...на соиск. уч. ст. канд. г.-м. наук. М.: ГИН РАН, 2016. 25 с.

Добрецов Н.Л. Эволюция структур Урала, Казахстана, Тянь-Шаня и Алтае-Саянской области в Урало-Монгольском складчатом поясе (Палеоазиатский океан) // Геология и геофизика. 2003. Т. 44 (1–2). С. 5–27.

Добрецов Н.Л. Геологические следствия термохимической модели плюмов // Геология и геофизика. 2008. Т. 49. № 7. С. 587–604.

Добрецов Н.Л., Верниковский В.А., Карякин Ю.В. и др. Мезозойско-кайнозойский вулканизм и этапы геодинамической эволюции Центральной и Восточной Арктики // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 8. С. 1126—1144.

Дорофеев В.К., Благовещенский М.Г., Смирнов А.Н., Ушаков В.И. Новосибирские острова. Геологическое строение и минерагения / под ред. В. И. Ушакова. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1999. 130 с.

Драчев С.С. Тектоника и мезокайнозойская геодинамика района Новосибирских островов // Автореф. дис. … канд. г.-м. наук. М.: МГУ, 1989. 19 с.

Драчев С.С., Савостин Л.А. Офиолиты острова Большого Ляховского (Новосибирские острова) // Геотектоника. 1993. № 3. С. 98–10.

Каплан А.А., Коупленд П., Бро Э.Г. и др. Новые данные о радиометрическом возрасте изверженных и метаморфических пород Российской Арктики // Тезисы межд. конференц. СПб.: ВНИГРИ - ААPG, 2001. С. 97.

Кораго Е.А. Магматические формации р. Бол. Анюй как индикаторы геодинамических обстановок прошлого и длительно-дискретного развития Южно-Анюйской складчатой зоны // Магматизм и метаморфизм Северо-Востока Азии. Материалы IV регионального петрографического совещания по Северо-Востоку России. Магадан, 2000. С. 187–190.

Кораго Е.А., Верниковский В.А., Соболев Н.Н. и др. Возраст фундамента островов Де-Лонга (архипелаг Новосибирские острова): новые геохронологические данные // Доклады РАН. 2014. Т. 457. № 3. С. 315–322.

Кораго Е.А., Евдокимов А.Н., Столбов Н.М. Позднемезозойский и кайнозойский базитовый магматизм северо-запада континентальной окраины Евразии // Труды ВНИИОкеангеология. Т. 215. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2010. 174 с.

Косько М.К., Авдюничев В.В., Ганелин В.Г. и др. Остров Врангеля: геологическое строение, минерагения, геоэкология // Министерство природных ресурсов РФ, Всероссийский научно-исследовательский институт геологии и минеральных ресурсов Мирового океана. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2003. 137 с.

Крылов А.А., Миролюбова Е.С., Грикуров Г.Э. и др. Псефитовый материал в меловых-кайнозойских отложениях в приполюсной части хребта Ломоносова (IODP-302) // Геология морей и океанов. Материалы ХХ Международной конференции (школы) по морской геологии. Т. 1. М.: ГЕОС, 2013. С. 82–85.

Кузьмичев А.Б., Александрова Г.Н., Герман А.Б. Апт-альбские отложения на о. Котельный (Новосибирские о-ва): новые данные о строении разреза и игнимбритовом вулканизме // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2009. Т. 17. № 5. С. 69–94.

Кузьмичев А.Б., Голдырев А.Е. Проявления пермотриасового траппового магматизма на острове Бельковский (Новосибирские о-ва) // Геология и геофизика. 2007. Т. 48. № 2. С. 216–228.

Кузьмичев А.Б., Захаров В.А., Данукалова М.К. Новые данные о стратиграфии и условиях формирования юрских и меловых отложений о. Столбовой (Новосибирские о-ва) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2009. Т. 17. № 4. С. 55–74.

Кузьмичев А.Б., Лебедев В.А. О возрасте океанических базальтов на о-ве Большой Ляховский (Новосибирские о-ва): к вопросу о западной границе Южно-Анюйского океана в юрское время // Доклады РАН. 2008. Т. 421. № 5. С. 653–657.

Кузьмичев А.Б., Скляров Е.В., Бараш И.Г. Пиллоу-базальты и глаукофановые сланцы на острове Большой Ляховский (Новосибирские острова) - фрагменты литосферы Южно-Анюйского палеоокеана // Геология и геофизика. 2005. № 12. Т. 46. С. 1367–1382.

Кузьмичев А.Б., Соловьев А.В., Гоникберг В.Е. и др. Синколлизионные мезозойские терригенные отложения о. Бол. Ляховский (Новосибирские о-ва) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2006. 14. № 1. С. 33–53.

Лейер П., Парфенов Л.М., Сурнин А.А., Тимофеев В.Ф. Первые ⁴⁰Ar/³⁹Ar определения возраста магматических и метаморфических пород Верхояно-Колымских мезозоид // Доклады АН СССР. 1993. Т. 329. № 5. С. 621–624.

Лучицкая М.В., Моисеев А.В., Соколов С.Д. и др. Неопротерозойские гранитоиды и риолиты острова Врангеля: особенности состава, обоснование возраста и геодинамическая обстановка формирования // Тезисы МТК. Т. 1. М.: ГЕОС, 2017. С. 251–256.

Лучицкая М.В., Сергеев С.А., Соколов С.Д., Тучкова М.В. Неопротерозойские граниты острова Врангеля // ДАН РАН. 2016. Т. 469. № 2. С. 195–198.

Масуренков Ю.П., Флеров Г.Б. Базальты острова Беннетта в Советской Арктике // Вулканология и сейсмология. 1989. № 1. С. 36–53.

Матушкин Н.Ю., Метелкин Д.В., Верниковский В.А. и др. Геология и возраст основного магматизма на о. Жаннетты (архипелаг Де-Лонга) - значение для палеотектонических реконструкций в Арктике // ДАН. 2016. Т. 467. № 1. С. 61—66.

Прохорова С.М., Иванов О.А. Оловоносные гранитоиды низменности и связанные с ними россыпи. Л.: Недра, 1973. 232 с.

Савостин Л.А. Магматизм архипелага Де-Лонга (Восточная Арктика): геохимия изотопов и геохронология // Геохимия. 1992. № 1. С. 47–55.

Савостин Л.А., Драчев С.С. Некоторые особенности геологического строения и тектоники юга о. Большого Ляховского (Новосибирские острова) // ДАН СССР. 1988. Т. 301. № 1. С. 169–172.

Савостин Л.А., Силантьев С.А., Богдановский О.Г. Новые данные о вулканизме о. Жохова (архипелаг Де-Лонга, Арктический бассейн) // ДАН СССР. 1988. Т. 302. № 6. С. 1443–1447.

Силантьев С.А., Богдановский О.Г., Савостин Л.А., Кононкова Н.Н. Магматизм архипелага Де-Лонга (Восточная Арктика): петрология и петрохимия эффузивных пород и ассоциирующих с ними ксенолитов (острова Жохова и Вилькицкого) // Геохимия. 1991. № 2. С. 267–277.

Соболев Н.Н., Метелкин Д.В., Верниковский В.А. и др. Первые сведения о геологии о. Жаннетты (архипелаг Де-Лонга, Новосибирские острова) // Доклады РАН. 2014. Т. 459. № 5. С. 595–600.

Соколов С.Д., Тучкова Б.М., Бондаренко Г.Е. Тектоническая модель Южно-Анюйской сутуры и ее роль в формировании структур Восточной Арктики // Строение и история развития литосферы. М.: Paulsen, 2010. С. 204–224.

Сурнин А.А., Округин А.В., Зайцев А.И. Глубинные ксенолиты в базальтах Восточной Якутии // Отечественная геология. 1998. Т. 6. С. 44.

Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1977. 280 с.

Федоров П.И., Флеров Г.Б., Головин Д.И. Новые данные о возрасте и составе вулканических пород острова Беннетта (Восточная Арктика) // Доклады АН. 2005. Т. 400. № 5. С. 666–670.

Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 590 с.

Чернова А.И., Метелкин Д.В., Матушкин Н.Ю. и др. Геологическое строение и палеомагнетизм острова Жаннетты (архипелаг Де-Лонга, Восточная Арктика) // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 9. С. 1261–1280.

Черных А.А., Крылов А.А. Длительность, причины и геодинамическое значение среднекайнозойского перерыва в осадконакоплении в приполюсной части хребта Ломоносова (по материалам бурения IODP-302-ACEX) // Океанология. 2017. Т. 57. № 5. С. 745–756.

Akinin V.V., Gottlieb E.S., Miller E.L. et al. Age and composition of basement beneath the De Long archipelago, Arctic Russia, based on zircon U-Pb geochronology and O-Hf isotopic systematics from crustal xenoliths in basalts of Zhokhov Island // Arktos. 2015. Vol. 1. N. 1. DOI: 10.1007/s41063-015-0016-6.

Batchelor R.A., Bowden P. Petrogenic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters // Chem. Geol. 1985. Vol. 48. N. 1/ 4. P. 43–55.

Chappell B., White A. I- and S-type granites in the Lachlan Fold Belt // Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. 1992. Vol. 83. P. 1–26.

Ershova V.B., Lorenz H., Prokopiev A.V. et al. The De Long Islands: A missing link in unraveling the Paleozoic paleogeography of the Arctic // Gondwana Res. 2016. Vol. 35. P. 305–322. doi:10.1016/j.gr.2015.05.016.

Kos’ko M., Korago E. Review of geology of the New Siberian Islands between the Laptev and the East Siberian Seas, north east Russia // Stephen Mueller Special Pulications Series. 2009. Vol. 4. “Geology, geophysics and tectonics of Northeastern Russia: a tribute to Leonid Parfenov”. P. 45–64.

Kos’ko M.K., Cecile M.P., Harrison J.C. et al. Geology of Wrangel Island, between Chukchi and East Siberian seas, northeastern Russia // Geol. Surv. Can. Bull. 1993. Vol. 461. 101 p.

Kuzmichev A., Bogdanov N. Where does the South Anjou suture go to in the New Siberian islands and Laptev Sea?: implication to the rotational hypothesis of the Amerasian basin opening // Geophys. Res. Ab. 2003. Vol. 5. EGS-AGU-EUG Joint Assembly. Abstract EAEO3-05165.

Kuzmichev А., Pease V. Siberian trap magmatism on the New Siberian Islands: constraints for Arctic Mesozoic plate tectonic reconstructions // Journal of the Geological Society. 2007. Vol. 164. P. 959–968. DOI: 10.1144/0016-76492006-090.

Silantyev S.A., Bogdanovskii O.G., Fedorov P.I. et al. Intraplate magmatism of the De Long Islands: A response to the propagation of the ultraslow-spreading Gakkel Ridge into the passive continental margin in the Laptev Sea // Russian J. Earth Sci. 2004. Vol. 6. № 3. P. 153–183. doi:10.2205/2004ES000150

Sun S.S. Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges, ocean islands and island arcs // Phil. Trans. R. Soc. 1980. Vol. A297. P. 409–445.

Ссылка на статью:

Кораго Е.А., Столбов Н.М., Соболев Н.Н., Шманяк А.В. Магматические комплексы островов восточного сектора Российской Арктики // 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов (под ред. В.Д. Каминского, Г.П. Аветисова, В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. C. 101-127.