До последнего времени на Новой Земле были известны магматические образования раннепалеозойского, среднепалеозойского и раннемезозойского возрастов [Романович, 1970]. В 1983 г. получены сведения о молодом (кайнозойском) вулканизме, проявленном на востоке Северного острова архипелага, где на протяжении 1,5 км в терригенных породах среднего девона обнаружен ряд вулканических аппаратов, приуроченных к разломам северо-западного простирания. Наиболее хорошо обнажены два тела в правом борту небольшого водотока, расположенные по периферии кольцевой структуры диаметром около 0,5 км. Тела имеют субвертикальные контакты и небольшую ширину выхода. Выполнены они агломератовыми лавами-лавобрекчиями основного-ультраосновного состава с обломками, достигающими в поперечнике 30 см. Цемент типа соприкосновения сложен пористым вулканическим стеклом. Вдоль вертикального контакта иногда наблюдаются шлаковые оторочки (30-50 см) с потеками темно-синевато-зелено-серого железистого минерала. Внутри одного из тел встречен «пластообразный» ксенолит сильно дробленых осадочных пород, несущих следы интенсивного обжига и повторяющих общую конфигурацию тела, воронкообразно расширяющегося в верхней части. Последняя сложена туфобрекчиями, сменяющимися выше вишневым суглинком. Общая высота обнаженной части этого тела около 5 м. Вмещающие отложения, падающие на СВ 80° под углом 30°, представлены сильно обожженными алевролитами и известковистыми песчаниками, окрашенными за счет окиси железа в сиреневые, вишневые и оранжево-желтые тона. Вблизи контакта они имеют нарушенное залегание со слоистостью, ориентированной вертикально - параллельно контакту. Здесь же располагается блок (1,5 х 2 м) брекчий, сложенных обломками осадочных и магматических пород, сцементированных кальцитом.

Второе тело, расположенное в 12 м от первого, имеет сложное строение и образует три выхода вулкано-пирокластических пород, разобщенных сильно выветрелыми (до суглинка) ржаво-вишневыми алевролитами. Ширина выходов от 0,7 до 1,5 м, а поперечник в целом около 15 м.

В вертикальном срезе строение тел следующее (снизу вверх):

1. Лавобрекчии и лавы агломератовые с обломками до 30 см, сложены плотным вулканическим стеклом основного состава; миндалины и поры (до 3 см) сравнительно редки - 4 м

2. Породы, близкие описанным выше, с обломками вишнево-рыжих вмещающих пород - 1 м

3. Шлаки и пористые лавы с многочисленными пустотами причудливых очертаний; содержат редкие обломки базальтов и вмещающих пород - 3 м

Выше обнажаются рыхлые вишневые (интенсивно гематитизированные) алевролиты.

Среди рассматриваемых образований по структурно-текстурным особенностям можно выделить две разновидности: агломератовые лавы-лавобрекчии и шлаки. Их общей особенностью является резко выраженное гетерогенное сложение, обусловленное неравномерным распределением стекловатых и в различной степени раскристаллизованных участков породы, рудного минерала, ксенолитов и «каплевидных» обособлений существенно мелано- и лейкократового составов, а также неравномерным распределением пустот (газовых пузырей).

Агломератовые лавы-лавобрекчии сложены основным, нередко сильно оруденелым (сидеронитовые структуры) стеклом, включающим многочисленные сегрегации темноцветных минералов (обычно пироксена), находящихся в различных соотношениях с плагиоклазами. Сегрегации имеют как расплывчатые, так и достаточно резкие границы. Среди этих обособлений, представленных пироксенитами, плагиоклазовыми пироксенитами и долеритами, вероятно, присутствуют как родственные вулканитам образования, так и захваченные магмой ксенолиты. Пироксениты и плагиоклазовые пироксениты представляют собой среднекристаллические породы, включающие мелкие обломки песчаников, алевролитов и кварцитов. Они обладают гипидиоморфнозернистыми, субофитовыми, а в стекловатых участках и интерсертальными структурами. Их количественно-минеральный состав следующий: пироксен 75-80%, плагиоклаз 2 - >10, вулканическое стекло 5-10, рудный минерал до 5%, единичные зерна апатита. Пироксен представлен кристаллами двух генераций: порфировидные вкрапленники (до 0,5 см) бледно-зеленого цвета и более мелкие зерна призматического габитуса. Первый (2V = 10°, N_g = 1,735-1,738) относится к пижонитам, второй (2V = 55-58°, cN_g = 48°, N_g = 1,759-1,760, N_p = 1,728-1,730, N_g - N_p =0,032-0,021) - к ряду авгитов или геденбергитов. Периферия зональных зерен окрашена гуще, являясь, вероятно, более железистой. По пироксену развивается тонкочешуйчатый агрегат зеленовато-синего амфибола. Плагиоклаз (битовнит-лабрадор № 70-75) выполняет интерстиции. Рудный минерал либо также приурочен к интерстициям, либо включен в виде рудной пыли в пироксен.

Пироксениты связаны постепенными переходами с меланократовыми долеритами, обладающими темно-зелено-серой окраской и мелко-среднезернистым сложением. Им свойственны субофитовые, долеритовые, а в стекловатых участках - интерсертальные структуры. Количественно-минеральный состав следующий: пироксен 40-45%, в том числе вкрапленники 5, плагиоклаз 35-40, рудный минерал 10, срастания кварца с полевым пшатом 3-5, амфибол 2-3, вулканическое стекло 3-5%. Пироксен имеет желто-бурый цвет; зонален (2V = 10-15° в ядре и 15-20° на краях, N_g = 1,730, N_p = 1,708) и относится к пижонит-авгитам. Густо-зеленый пироксен отвечает ряду диопсида-геденбергита (2V = 55-60°, cN_g = 48°, N_g = 1,752, N_p = 1,726). Состав плагиоклаза колеблется от № 75 до № 65. В интерстициях наблюдаются полевой шпат в срастании с кварцем, реже пластинчатый голубой минерал с сетчатым погасанием и ясным плеохроизмом (N_g - ярко-голубой, N_m - серо-голубой, N_p - бледно-голубой до бесцветного, 2F = 80°, cN_g = 0-8°, Д = 0,025), скорее всего, принадлежащий группе натровых роговых обманок.

Вулканические шлаки характеризуются пузырчатыми текстурами, высокими содержаниями рудного минерала и причудливыми формами поверхностей. Они окрашены в коричневые и красновато-вишневые тона. Выделяются две разновидности: плагиоклаз-эгирин-маггемитовая и амфибол-маггемитовая. Наиболее раскристаллизованные участки первой разновидности сложены зональными пироксенами (30-50%), рудным минералом (20-30), плагиоклазом (5-15) и вулканическим стеклом (10-20%). Пироксен плеохроирует от оранжевого цвета по N_g до бледно-желтого по N_p (N_g = 1,840, N_p = 1,820, 2V - велик) и относится к крайне железистым эгиринам. В поперечных срезах в центральных частях зерен наблюдается стекло, что свидетельствует о быстрой кристаллизации расплава. Иногда пироксен частично замещается зеленовато-синим амфиболом. Плагиоклаз относится к лабрадор-андезину и андезину (№ 48-33); в центральных частях зерен иногда наблюдается стекло. Полевой шпат (вероятно, ортоклаз - N_g = 1,526, N_p = 1,519) встречается в интерстициях совместно с кварцем и амфибол-хлоритовым агрегатом. Количество рудного минерала резко изменяется; он образует три морфологические разновидности: а) жильные образования сплошных руд; б) ограненные кристаллы с сечениями квадратной и прямоугольной формы; в) обособления червеобразной и рогульчатой формы. По составу рудный минерал отвечает редко встречающейся магнитной разновидности гематита - маггемиту. Спорадически наблюдающийся палагонит имеет темно-бурую окраску и выполняет интерстиции. Вулканическое стекло - темно-коричневое, очень свежее, не затронуто процессами девитрификации.

Амфибол-маггемитовые шлаки внешне неотличимы от описанных выше. Характеризируются высокой насыщенностью рудным минералом, вплоть до появления участков, целиком сложенных рудным веществом. Состав пород следующий, %: маггемит 60-80, обыкновенная роговая обманка 10-20, полевой шпат, цеолиты, кварц, кальцит 10. Амфибол образует срастания с рудным минералом, окрашен в зеленовато-желтые тона. Полевой шпат располагается в интерстициях, ассоциируя с цеолитами и бесцветным слюдистым минералом. Цеолит с кальцитом образуют ветвящиеся жилки и выполняют миндалины. По показателям преломления цеолит (N_g = 1,527, N_p = 1,519) близок томпсониту. В некоторых шлифах наблюдаются овально-эллипсоидальные обломки кварца с планарными элементами, обычно свидетельствующими о сильных ударных напряжениях. Согласно новейшим представлениям, эти элементы могут иметь как космическую, так и эндогенную природу [Шорт, 1968; Трухалев, 1982]. В целом, в шлаках содержание ксенолитов и сегрегаций значительно меньшее, чем в агломератовых лавах-лавобрекчиях. Резко превалирующей составляющей всех вулкано-пирокластических образований является вулканическое стекло, имеющее показатель преломления выше «канадского» («сибирского») бальзама, окрашенное в темно-бурые тона и нередко сильно оруденелое. Очень характерны его свежий облик и отсутствие девитрификации.

Поскольку рассматриваемые породы имеют гетерогенное сложение и включают многочисленные ксенолиты, имеющиеся силикатные анализы дают широкие вариации химического состава (табл. 1) .

Вместе с тем, для всех проанализированных образцов характерно прежде всего очень высокое содержание в различной степени окисленного железа и извести при дефиците глинозема, магнезии и двуокиси титана. Сумма щелочей невелика при значительном преобладании калия. Однако, учитывая низкие количества глинозема, породы следует относить к субщелочным и, вероятно, параллелизоватъ с производными шошонитовых серий, широко распространенных в кайнозое [Цветкова, 1982; Joplin, 1972]. Повышенную известковистость пород можно объяснить фракционной кристаллизацией: при фракционировании пироксена в магме снижается количество магнезии, что компенсируется накоплением кальция и частично железа [Cloos, 1941]. Для объяснения аномально высоких количеств последнего механизм кристаллизационной дифференциации следует дополнить ликвацией либо считать (что вероятнее всего) железооруденение в значительной степени обязанным постмагматическим процессам.

Возраст вулканитов определяется по следующим признакам: они активно прорывают отложения среднего девона, образуя широкие поля гематитизированных пород вдоль разломов северо-западного простирания; имеют очень свежий облик, характеризуясь присутствием совершенно неизмененного вулканического стекла и пористых шлаков. Определение возраста пород К-Ar-методом по валовому составу вулканического стекла свидетельствует о том, что они моложе 10 млн. лет, так как содержание аргона в образце ниже чувствительности масс-спектрометра МИ-1201. Изотопный возраст пироксена, отобранного из рассматриваемых образований, составил 600 млн. лет (К - 0,056%, ⁴⁰Ar 2,77 нг/г; ⁴⁰Ar/⁴⁰К = 0,0415), что, вероятно, отражает возраст захваченных магмой глубинных пород.

Описываемые образования, по-видимому, слагают трубки вулканического взрыва, на что указывает форма тел, их воронкоообразные расширения в верхней части, текстуры течения, состав пород, отсутствие потоков и покровов при одновременном наличии шлаковых оторочек и зональных кристаллов пироксена и плагиоклаза, свидетельствующих о резкой дегазации магмы, возможной только при ее катастрофически быстром подъеме к земной поверхности. Механизм образования этих тел, вероятно, близок описанному Клоосом [Cloos, 1941], когда подвижная эмульсия газа и твердых частиц, попадая в открытые трещины, испытывает взрывное вскипание за счет резкого снижения давления. Эмульсия обладает большой инъецирующей способностью, проникая даже в тонкие трещинки. В нашем случае наблюдаются «прожилки» магматического вещества мощностью менее 1-2 см, секущие под прямым утлом вмещающие их песчаники и одновременно растекающиеся по слоистости в них.

В целом, подобные породы не имеют аналогов, описанных в литературе. Их дальнейшее изучение, во-первых, расширит наши знания по кайнозойской истории развития этой части геодинамической системы Северного Ледовитого океана [Погребицкий, 1976]; во-вторых, будет способствовать получению сведений (по ксенолитам) о характере и составе древней коры этого региона, взгляды на докембрийское и раннепалеозойское развитие которого по имеющимся на сегодняшний день материалам весьма противоречивы.

ЛИТЕРАТУРА

1. Романович Б.С. Геология СССР, 1970, т. 26, с. 165-179.

2. Шорт Н.М. Взрывные кратеры на Земле и планетах. М.: Мир, 1968, с. 30-67.

3. Трухалев А.И. Признаки ударного метаморфизма в ксенолитах из вулканогенных образований Норильского района // Сов. геол., 1982, № 8, с. 94-97.

4. Цветкова А.А. Магматизм и метаморфизм как индикаторы геодинамического режима островных дуг. М., 1982, с. 161-192.

5. Joplin G.A. Some chemical data on members of the shoshonite association // Mineralogical Magazine. 1972. Vol. 38. Is. 300. P. 936-945. doi: 10.1180/minmag.1972.038.300.04

6. Петрография. M.: Изд-во МГУ, 1981, ч. II. 328 с.

7. Cloos Н. Bau und Taetigkeit von Tuffschloten // Geol. Rundschau. 1941. № 32. P. 709-800. doi: 10.1007/BF01801913

8. Погребицкий Ю.Е. Геодинамическая система Северного Ледовитого океана и ее структурная эволюция - Сов. геол., 1976, № 12, с. 3-22.