Впервые предположение о наличии в Арктическом регионе блока древней консолидированной коры было высказано Н.С. Шатским [1935], который выделил здесь платформу Гиперборею. Ю.М. Пущаровским эта платформа, а также ряд других областей докембрийской континентальной коры были выделены на Тектонической карте Арктики [Пущаровский, 1963]. Много позже Л.П. Зоненшайном и Л.М. Натаповым [1987] докембрийский континент Центральной Арктики был назван Арктидой, и этот термин в последние годы получил широкое распространение. Однако, несмотря на прогресс в геологическом изучении полярной области Земли, этот древний континент и поныне составляет предмет дискуссий. Прежде всего ставится под сомнение реальность такого континента вообще, и на подавляющем большинстве реконструкций интервала докембрий-палеозой он не фигурирует. Вместе с тем в ряде палеореконструкций выделяются многочисленные докембрийские микроплиты (миникратоны): Баренция, Свальбардская, Большеземельская, Карская [Gee & Tebenkov, 2004; Roberts & Olovyanishnikov, 2004; Metelkin et al., 2005 и др.], хотя доказательства обособленности и самостоятельности развития этих микроплит обычно не приводятся. Вызывает дискуссию и масштаб кратона Арктида. Первоначально [Зоненшайн и Натапов, 1987] к нему была отнесена площадь, включающая Северо-Карский, Таймырский, Чукотско-Аляскинский и Элсмирский регионы, хотя подчеркивалось, что в современной структуре он разбит на ряд блоков. В более поздних трактовках [Кузнецов, 2009; Хаин и Филатова, 2009] к кратону Арктида, кроме упомянутой выше площади, был отнесен и Свальбардско-Баренцевский регион. Другой аспект проблемы кратона Арктида заключается в выяснении времени его обособления от эпигренвильского суперконтинента Родиния и продолжительности самостоятельного развития [Кузнецов, 2009; Хаин и Филатова, 2009].

Синтез геолого-геофизических данных показал, что деформированный и нарушенный палеозойско-кайнозойскими структурами неопротерозойский (эпигренвильский) кратон Арктида (Гиперборея) занимает всю полярную область, включая шельфы, острова и хребты Баренцева моря и Амеразийского бассейна (рис. 1), и в виде блоков вскрывается по их континентальному обрамлению: на архипелаге Новая Земля, п-ове Таймыр, Чукотско-Аляскинско-Бруксовской площади, на севере Канадского арктического архипелага. Нередко выделяющиеся в качестве самостоятельных докембрийские миникратоны представляют всего лишь континентальные окраины Арктиды - Свальбардскую, Баренцевско-Новоземельскую, Карскую и т.д. Ограничениями Арктиды служат орогенные пояса - байкальский, каледонский, герцинский, позднекиммерийский (рис. 1). Они отделяют Арктиду от палеократонов Балтика, Лаврентия, Сибирский, а отчасти и от структур Палеопацифика. В целом ансамбль этих палеократонов есть следствие неопротерозойского - раннепалеозойского распада суперконтинента Родиния.

Строение кратона Арктида наиболее полно выявлено в пределах северных частей (здесь и далее современные координаты) Гренландии и Канады, а также на архипелаге Свальбард. Кратон включает два главных структурных этажа, разделенных резким структурным несогласием: архейско-мезопротерозойский кристаллический фундамент и неопротерозойско-нижнепалеозойский чехол. Кристаллический фундамент образован фрагментами архейско-палеопротерозойского суперконтинента Колумбия и гренвильских (рубежа мезо- и неопротерозоя) орогенных поясов. Шельфовый чехол кратона Колумбия представлен палео- и мезопротерозойскими осадочными породами - кварцитами, мраморами, сланцами, а также ортогнейсами, возраст протолита которых на п-ове Нью-Фрисленд о. Шпицберген определен в 1750 млн. лет [Gee & Tebenkov, 2004]. Здесь же обнаружены многочисленные дайки метадолеритов с возрастом 1300 млн. лет, которые, возможно, были синхронны этапу формирования мезопротерозойского (гренвильского) океана. Фрагменты океанических и островодужных офиолитов гренвильского пояса, датированных в интервале 1250-1200 млн. лет [Gee & Tebenkov, 2004], вскрываются на западе о. Шпицберген и п-ове Нью-Фрисленд, на о. Северо-Восточная Земля архипелага Свальбард, а также на севере о. Элсмир, близ аллохтона Пирия. Интервал замыкания мезопротерозойского океана и оформления гренвильского пояса при становлении суперконтинента Родиния определяется временем внедрения синколлизионных гранитоидов - 1050-930 млн. лет [Gee & Tebenkov, 2004]. На крайнем северо-западе о. Шпицберген мезопротерозойские метапелиты прорваны гранитами (ныне ортогнейсами) с возрастом протолита около 960 млн. лет. Новые определения циркона [Pettersson et al., 2009] подтверждают, что в фундаменте этой части о. Шпицберген доминируют структуры гренвильского (1039-940 млн. лет) и более древнего возраста. При каледонском орогенезе (433-417 млн. лет) эти ортогнейсы частично подверглись мигматизации и гранитизации. Показательно, что ксеногенный циркон в каледонских гранитах подтверждает участие в плавлении разновозрастных источников протолитов: от раннепалеопротерозойских и раннемезопротерозойских (1500-900 млн. лет) до гренвильских (1039-940 млн. лет). В целом Свальбардская окраина Арктиды подверглась дислокациям, метаморфизму и магматизму при байкальском и каледонском орогенезах, а также при девонском континентальном рифтогенезе и накоплении формации древнего красного песчаника.

Свальбардская окраина Арктиды продолжается южнее в пределы ложа Баренцева моря, ограничиваясь с юга тиманидами (рис. 1). В структуре тиманид принимают участие тектонические пластины, отчлененные от этой окраины и нередко выделяющиеся в ранг миникратонов [Roberts & Olovyanishnikov, 2004 и др.]. Такой пластиной является, видимо, Большеземельский блок [Богданов и Хаин, 1996], который тектонически совмещен с аллохтонными покровами тиманид. Показательно, что внедрившиеся в Большеземельский блок байкальские (рубежа неопротерозоя - кембрия) гранитоиды содержат ксеногенные цирконы с датировками 2.7-1 млрд. лет [Андреичев, 2009]. Участие в этих гранитоидах вещества древней континентальной коры доказано и петрогеохимическими данными [Pease et al., 2004].

Свальбардская окраина кратона Арктида вскрывается также в пределах архипелага Новая Земля (рис. 1). Здесь, на крайнем севере Северного острова, в тектонических линзах, конформных общей системе надвигов Новоземельских герцинид, обнажаются метаморфизованные в зелено-сланцевой фации породы чехла эпигренвильской плиты - верхнерифейские глинистые сланцы и турбидиты, согласно сменяемые породами кембрия [Кораго и Тимофеева, 2005]. Эпигренвильский фундамент Арктиды в этом архипелаге вскрывается и южнее, где в тектонических чешуях Главного Новоземельского надвига в районе губ Сульменева и Митюшиха обнаружены офиолиты мезопротерозойского океана в виде метабазит-ультрабазитового комплекса. Возраст (Pb-Pb по циркону) этих амфиболитов составляет 1550 ± 80 и 1490 ± 100 млн. лет Кораго и Тимофеева, 2005]. Метабазит-ультрабазитовый комплекс мезо-протерозоя на юго-западе Северного острова прорван телами северосульменевского мигматит-плагиогранитового комплекса, возраст (Pb-Pb no циркону) которого 1300 ± 90 млн. лет [Кораго и Тимофеева, 2005]. Кроме того, в гранитоидах получена U-Pb-датировка циркона 598 ± 26 и 618 + 18 млн. лет, что позволяет предположить переработку этого края Арктиды при байкальском орогенезе.

Восточное продолжение Арктиды располагается в пределах Северо-Земельского и Таймырского регионов (рис. 1). Здесь, на Карской окраине Арктиды вскрываются кристаллические сланцы и амфиболиты с возрастом 2300 млн. лет и плагиогнейсы с датировками 2400-2300 млн. лет [Metelkin et al., 2005 и др.]. Распространенные на архипелаге Северная Земля ордовикско-силурийский терригенно-карбонатный чехол эпигренвильского кратона и рифтогенная девонская формация красного песчаника аналогичны толщам Свальбардского сегмента Арктиды. На Карской окраине Арктиды отразились фазы каледонского и герцинского орогенезов.

Тектоническая пластина, отчлененная от Карского края Арктиды, располагается южнее, в Центральной зоне Таймырского герцинского орогенного пояса (рис. 1). Она включает два блока мезопротерозойских кристаллических сланцев, прорванных ранненеопротерозойскими (920-850 млн. лет) гранито-гнейсами калиево-натриевой серии [Metelkin et al., 2005 и др.]. Гранитоиды возникли в коллизионной обстановке при гренвильском орогенезе за счет переработки палеопротерозойской (1900-1800 млн. лет) континентальной коры. Обнажающиеся здесь же тектонические пластины чехла эпигренвильского кратона представлены рифейскими кварц-полевошпатовыми терригенными породами и известняками с силлами долеритов; последние, возможно, являются индикатором начала распада суперконтинента Родиния и обособления Арктиды.

В северной части Канадского арктического архипелага (рис. 1) кратон Арктида вскрывается в основании аллохтона Пирия на крайнем севере о-вов Элсмир и Аксель-Хейберг. Он представлен гнейсами, кристаллическими сланцами и амфиболитами, прорванными гранитоидами с возрастом 1070-970 млн. лет, и перекрыт верхнепротерозойско-нижнепалеозойским карбонатно-терригенным чехлом.

Сведения о строении юго-восточной части кратона Арктида весьма скудны из-за ее переработки в ходе позднекиммерийского орогенеза. На Новосибирских о-вах вскрыт лишь шельфовый чехол, начинающийся с карбонатов ордовика. В его разрезе проявлены два структурных несогласия, соответствующие скандской и элсмирской фазам орогенеза смежных структур.

На о. Врангеля (рис. 1) во врангелевском комплексе, состав которого считается весьма разнообразным [Остров Врангеля…, 2003], к шельфовому чехлу Арктиды относятся предположительно неопротерозойско-кембрийские мраморы, аркозовые песчаники и сланцы, претерпевшие при байкальском орогенезе деформации и метаморфизм амфиболит-зеленосланцевой фации. Этот чехол Арктиды несогласно надстраивается терригенно-карбонатными отложениями силура-карбона, причем и здесь обособляется вулканогенно-терригенная толща среднего-позднего девона - индикатор повсеместной структурной перестройки. Близкий по составу шельфовый чехол распространен на Чукотском п-ове и в Северной Аляске, где он образует серию вергентных в северных румбах покровов и чешуйчато-надвиговых структур, перекрывающих Чукотско-Аляскинский фрагмент Арктиды. Восточнее, на п-ове Сьюард Аляски выделена верхнепротерозойско-нижнепалеозойская группа ноум [Patrick & McClelland, 1995], столь же неоднородная по составу, как и врангелевский комплекс. К чехлу Арктиды здесь, по-видимому, относятся метаморфизованные сланцы, аркозы, мраморы (с конодонтами ордовика), нижняя часть которых прорвана ортогнейсами с неопротерозойским возрастом протолитов. Аналогичные позднепротерозойско-палеозойские породы чехла кратона Арктиды продолжаются в хр. Брукс, где они входят в состав Центральной зоны и Сланцевого пояса киммерийского орогена.

Индикаторами этапов отчленения кратона Арктида от суперконтинента Родиния служат орогенные пояса по обрамлению этого кратона (рис. 1), возникшие на месте замкнувшихся океанов. В целом эти пояса ныне занимают циркумполярную позицию, но до середины палеозоя весь этот поэтапно формировавшийся ансамбль структур размещался либо в южных, либо в приэкваториальных палеоширотах.

Распад Родинии (возникшей около 1 млрд. лет назад) был инициирован раскрытием неопротерозойского океана. Тимано-Аляскинский сегмент этого океана отделил Арктиду от континентов Балтика и Сибирь, сформировав Свальбардско-Карско-Аляскинскую окраину кратона Арктида Структуры орогенного пояса, возникшего на рубеже неопротерозоя-кембрия при замыкании Тимано-Аляскинского океана, фрагментарно протягиваются ныне от Баренцевоморского региона (тиманиды) через Центральный Таймыр, о. Врангеля до Северной Аляски включительно [Пущаровский, 1963; Gee & Tebenkov, 2004; Roberts & Olovyanishnikov, 2004; Metelkin et al., 2005; Кузнецов, 2009; Хаин и Филатова, 2009; Pettersson et al., 2009; Богданов и Хаин, 1996; Андреичев, 2009; Pease et al., 2004; Кораго и Тимофеева, 2005; Остров Врангеля…, 2003; Patrick & McClelland, 1995].

Отделение Арктиды от кратона Лаврентия приходится на конец неопротерозоя и ранний палеозой, когда произошло раскрытие каледонского океана Япетус. Пропагация зоны спрединга Япетуса происходила постепенно во времени от Норвежско-Гренландского региона в направлении Канадского арктического архипелага И такая же тенденция характеризует замыкание этого океана: более ранние скандские каледониды Северной Атлантики сменяются по простиранию элсмирскими Канадско-Аляскинскими каледонидами (рис. 1). В таком обособленном виде эпигренвильский кратон Арктида существовал до середины палеозоя, когда началось поэтапное формирование суперконтинента Пангея.

Изложенное позволяет делать следующие выводы.

1. Эпигренвильский кратон Арктида (Гиперборея) занимает центральную часть Арктики и включает площадь от архипелага Свальбард на западе до Чукотско-Североаляскинского региона на востоке. Нередко выделяющиеся в Центральной Арктике в качестве самостоятельных докембрийские миникратоны являются окраинами этого кратона (Свальбардская, Баренцевская, Карская и т.п.). Кроме того, отчлененные от Арктиды тектонические пластины древней континентальной коры принимают участие в смежных орогенных поясах (Большеземельская пластина в тиманидах, Центрально-Таймырская в герцинидах и т.д.).

2. Краевые части кратона Арктида претерпели дислокации, метаморфизм и гранитизацию при оформлении смежных орогенных поясов (байкальского, каледонского и др.). В течение палеозоя-кайнозоя Арктида приобрела блоковое строение и нередко погребена под разновозрастными наложенными структурами.

3. Данные по Арктическому региону указывают на длительность распада Родинии, что доказывается разновременным оформлением границ Арктиды. Отделение кратона Арктиды от континентов Балтика и Сибирский произошло при раскрытии неопротерозойского океана. Откол и отодвигание Арктиды от кратона Лаврентия связано со спредингом в каледонском океане Япетус.

Работа поддержана Программами № 10 ОНЗ РАН и № 14 Президиума РАН и грантами РФФИ 08-05-00748 и Н Ш-651.2008. 5.