Предпринята попытка охарактеризовать ансамбль тектонических структур Арктики, сформировавшихся к началу раскрытия океанических бассейнов Северного Ледовитого океана. Этот ансамбль включает эпигренвильский кратон Арктида (обломок Родинии) и периферию части докембрийских кратонов Лаврентия, Балтика и Сибирский. Кратоны спаяны орогеническими поясами (следами былых замкнувшихся океанов) четырех возрастов: конца позднего неопротерозоя (байкалиды), середины палеозоя (каледониды), рубежа перми-триаса (герциниды) и конца раннего мела (поздние киммериды). Арктида охватывает площадь от архипелага Свальбард на западе до Северо-Аляскинского региона на востоке. Нередко рассматривающиеся как самостоятельные докембрийские миникратоны - Свальбардский, Баренцевский, Карский и др. - являются составляющими этого кратона, распавшегося позднее на ряд блоков. Неопротерозойский орогенный пояс протягивается прерывистой полосой из Баренцево-Уральско-Новоземельского региона через п-ов Таймыр и шельф Восточно-Сибирского моря в пределы Северной Аляски, составляя дуговое обрамление Арктиды, отделяющее ее от кратонов Балтика и Сибирский. Каледонский орогенный пояс (в составе скандского и элсмирского сегментов) с противоположной стороны обрамляет Арктиду, обособляя ее от кратона Лаврентия. Противоположная позиция байкальского и каледонского орогенных поясов по обрамлению Арктиды позволяет судить о времени оформления границ этого кратона при его отчленении от Родинии. Герцинский орогенный пояс в пределах Арктики включает разделенные сдвигом Новоземельский и Таймырский сегменты, составляющие окончание Уральских герцинид. Среднемеловой (позднекиммерийский) орогенный пояс (индикатор ответвления Пацифика) имеет дивергентное строение; его оформление происходило в обстановке раскрытия Канадского бассейна и аккреционно-коллизионных процессов по периферии Пацифика. Предпринятая типизация допозднемезозойских структур (по ряду аспектов еще дискуссионная) позволяет реконструировать океанические бассейны, предшествовавшие формированию Северного Ледовитого океана.

ВВЕДЕНИЕ

Одним из актуальных научных направлений изучения Циркумполярного региона является выяснение строения и стадийности развития Северного Ледовитого океана. Однако решение этой проблемы должно предваряться расшифровкой ансамбля разновозрастных и гетерогенных тектонических структур, составлявших фундамент этого океана к началу его раскрытия, то есть к позднеюрскому интервалу, когда возник наиболее ранний Канадский океанический бассейн. Предыстория арктического океана охватывает несколько этапов формирования различной величины континентальных плит, подвергшихся затем деструкции, океаническому спредингу и последующей амальгамации континентальных блоков в новые континенты (суперконтиненты), включающие орогенные пояса различного возраста. Все эти структуры в ходе длительной, докембрийско-среднемезозойской, геологической истории претерпели сильную тектоническую нарушенность, довершившуюся раскрытием бассейнов Северного Ледовитого океана, что привело к неоднозначности геолого-геодинамической интерпретации докембрийско-среднемезозойских комплексов. Предметом длительной дискуссии являются масштабы распространения в Циркумполярном регионе докембрийской континентальной коры и степень ее обособленности от других древних кратонов. К разряду дискуссионных относятся и вопросы геохронологии различных орогенных поясов, а также изначальной площади их распространения, поскольку в современной структуре они сохранились фрагментарно.

Следует подчеркнуть неравномерность геолого-геофизической изученности Циркумполярного региона. Более полная информация имеется по территории Западной Арктики (здесь и далее современные координаты), где на шельфе Баренцева моря сосредоточена бo6льшая часть буровых скважин и сейсмических профилей. К тому же важные результаты получены на площади расположенных здесь обширных архипелагов - Свальбард, Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Земля. Восточная Арктика в геолого-геофизическом отношении изучена гораздо слабее: скважины здесь единичны, сейсмические профили немногочисленны, равно как редки и острова в пределах шельфов восточно-арктических морей. Тем не менее полученная в ее пределах информация весьма важна для создания единой синтезированной тектонической картины Циркумполярного региона.

Предпринятый нами синтез новейших геолого-геофизической, тектонической и магматической информации имел целью расшифровку строения ансамбля докембрийско-мезозойских тектонических структур Циркумполярной области, сформировавшихся перед раскрытием океанических бассейнов современного Северного Ледовитого океана, а также выяснение взаимосвязи этих структур и их роли в строении шельфов современных океанических бассейнов.

К главным аспектам этой проблемы относятся: аргументация выделения докембрийского кратона Арктида (Гиперборея) и выяснение масштабов ее распространения, выявление разновозрастных орогенных поясов, выяснение латеральной их протяженности и тектонической позиции в регионе.

НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЙ ЭПИГРЕНВИЛЬСКИЙ КРАТОН АРКТИДА (ГИПЕРБОРЕЯ)

Впервые предположение о наличии в арктическом регионе блока древней консолидированной коры было высказано Н.С. Шатским [1935], который выделил здесь платформу Гиперборею. На Тектонической карте Арктики Ю.М. Пущаровским [1963] в полярной области было изображено несколько массивов докембрийской платформы (включая Гиперборею) и показано широкое распространение этого типа коры на обрамлении Евразийского и Амеразийского бассейнов Северного Ледовитого океана, в том числе в хребтах Ломоносова, Альфа, Менделеева и Чукотском поднятии [Пущаровский, 1976]. Много позже Л.П. Зоненшайном и Л.М. Натаповым [1987] совокупность блоков докембрийской континентальной коры Центральной Арктики была названа кратоном Арктида, и этот термин в последние годы получил широкое распространение. Однако поныне ставится под сомнение реальность такого континента вообще, и на подавляющем большинстве реконструкций интервала докембрий-палеозой [Li et al., 2008 и др.] он не фигурирует. Вместе с тем в ряде палеореконструкций выделяются многочисленные докембрийские микроплиты (миникратоны): Баренция, Свальбардская, Большеземельская, Карская [Балуев, 2006; Зоненшайн и Натапов, 1987; Gee & Tebenkov, 2004; Roberts & Olovyanishnikov, 2004 и др.], хотя доказательства обособленности и самостоятельности развития этих микроплит именно в докембрии 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 этот кратон представлен рядом блоков. В более поздних трактовках [Кузнецов, 2009; Филатова и Хаин, 2007; 2008; Хаин и Филатова, 2009_а] к кратону Арктида, кроме выше упомянутой площади, был отнесен и Свальбардско-Баренцевский регион. Отдельный аспект проблемы кратона Арктида заключается в выяснении времени его обособления от эпигренвильского суперконтинента Родиния [Хаин и Филатова, 2007; 2009_а; 2009_б; Хераскова и др., 2008].

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 вскрываясь по их континентальному обрамлению: на архипелаге Новая Земля, п-ове Таймыр, Чукотско-Аляскинско-Бруксовской площади, на севере Канадского арктического архипелага. Эти возникшие в палеозое-мезозое блоки докембрийского кратона изначально представляли, видимо, континентальные окраины Арктиды - Свальбардскую, Баренцевскую, Карскую и т.д. Ограничениями Арктиды служат орогенные пояса (нередко сохранившиеся в фрагментарном виде) - байкальский, каледонский, герцинский, позднекиммерийский (см. рис. 1). Они отделяют Арктиду от палеократонов Балтика, Лаврентия, Сибирский, а отчасти и от структур Палеопацифика. Строение фундамента и чехла кратона Арктида наиболее полно выявляется в архипелаге Свальбард и в северной Канаде (рис. 2), фрагментарно - в архипелагах Новая Земля, Северная Земля и на п-ове Таймыр. На остальной площади шельфов Восточно-Сибирского, Чукотского морей, моря Бофорта, а также в Чукотско-Аляскинском регионе (см. рис. 1) вскрывается лишь чехол этого кратона. Часть шельфов Арктических морей (в том числе поднятие Чукотское-Нортвинд, хребты Альфа-Менделеева), а также хр. Ломоносова включены в Арктиду, поскольку по геофизическим данным там развита континентальная кора мощностью до 40 км [Объяснительная записка…, 1998; Филатова и Хаин, 2009; Grantz et al., 1998; Klemperer et al., 2002; Lawver et al., 2002; Sherwood et al., 2002 и др.].

В архипелаге Свальбард (рис. 3) кратон Арктида включает два главных структурных этажа, разделенных резким структурным несогласием: архейско-мезопротерозойский кристаллический фундамент и неопротерозойский-раннепалеозойский чехол (см. рис. 2). Кристаллический фундамент образован фрагментами архейско-палеопротерозойского суперконтинента Колумбия [Хаин, 2001] и гренвильских (рубежа мезо-неопротерозоя) орогенных поясов. Шельфовый чехол кратона Колумбия представлен палео-мезопротерозойскими осадочными породами - кварцитами, мраморами, сланцами, а также ортогнейсами, возраст протолита которых на п-ове Нью-Фрисленд о. Шпицберген датирован 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 в фундаменте Арктиды 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 и др.]. Подобного рода породы известны на крайнем северо-западе о. Шпицберген, где мезопротерозойские метапелиты прорваны гранитами (ныне ортогнейсами) с возрастом протолита около 960 млн. лет. Новые определения циркона [Patrick & McClelland, 1995] подтверждают, что в фундаменте Арктиды на 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: 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.

Эта окраина Арктиды продолжается южнее в пределы ложа Баренцева моря, ограничиваясь с юга байкалидами (тиманидами) (см. рис. 1). В структуре последних принимают участие тектонические пластины, отчлененные от этой окраины и нередко выделяющиеся в ранг миникратонов [Roberts et al., 2006 и др.]. Примером служит Большеземельский блок [Костюченко, 1994; Объяснительная…, 1996], тектонически совмещенный с аллохтонными комплексами байкалид. Доказательством архейско-протерозойского возраста Большеземельской пластины служит тот факт, что прорывающие его 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 петро-геохимическими данными [Pease et al., 2004].

Юго-западная окраина кратона Арктида фрагментарно вскрывается в пределах архипелага Новая Земля (рис. 4). Здесь, на крайнем севере Северного острова, в тектонических линзах, конформных общей системе надвигов Новоземельских герцинид, обнажаются метаморфизованные в зеленосланцевой фации породы чехла эпигренвильской плиты - верхнерифейские глинистые сланцы и турбидиты, согласно сменяемые породами кембрия [Кораго и Тимофеева, 2005]. Эпигренвильский фундамент Арктиды вскрывается южнее, где в тектонических чешуях Главного Новоземельского надвига в районе губ Сульменева и Митюшиха (см. рис. 4) обнаружены офиолиты мезопротерозойского океана в виде метабазит-ультрабазитового комплекса, вошедшего в состав гренвильского орогенного пояса. Возраст (Pb-Pb) циркона из амфиболитов составляет 1550 ± 80 и 1490 ± 100 млн. лет. K-Ar датировки амфибола из этих же пород - 645 ± 50 млн. лет - есть следствие последующего изменения пород [Кораго и Тимофеева, 2005]. Метабазит-ультрабазитовый комплекс мезопротерозоя на юго-западе Северного острова прорван телами мезопротерозойского северосульменевского мигматит-плагиогранитового комплекса, возможно, островодужной природы. Возраст циркона из них (Pb-Pb) 1300 ± 90 млн. лет. Отнесенные к этому же комплексу граниты с неопротерозойскими датировками отражают влияние байкальского орогенеза на этот край Арктиды.

Восточное продолжение Арктиды обнаружено в пределах Северо-Земельского и Таймырского регионов (рис. 5). Здесь, на Карской окраине кратона, вскрываются палеопротерозойские породы его фундамента: кристаллические сланцы и амфиболиты с возрастом 2300 млн. лет и плагиогнейсы с датировками 2400-2300 млн. лет [Беззубцев и др., 1986; Верниковский, 1996]. На этой окраине, как и на Свальбардской, отразились каледонский и раннекаменноугольный тектогенезы [Lorentz & Gee, 2000].

Южнее, в центральной зоне Таймырского композитного сегмента герцинского пояса, вскрываются тектонические пластины, отчлененные от кратона Арктида (см. рис. 5). Одна из пластин, распавшаяся на два блока, образована мезопротерозойскими кристаллическими сланцами фундамента кратона, прорванного ранненеопротерозойскими (920-850 млн. лет) гранито-гнейсами [Верниковский, 1996; Верниковский и др., 1995; Metelkin et al., 2005]. Эти метагранитоиды коллизионного типа возникли, вероятно, при гренвильском орогенезе за счет переработки палеопротерозойской (1900-1800 млн. лет) континентальной коры. Обнажающиеся здесь же смежные тектонические пластины чехла эпигренвильского кратона представлены рифейскими кварц-полевошпатовыми терригенными породами и известняками, пронизанными силлами долеритов; последние, возможно, являются индикатором начала распада суперконтинента Родиния и обособления Арктиды.

В северной части Канадского арктического архипелага (см. рис. 1) кратон Арктида вскрывается в основании аллохтона Пирия на крайнем севере о-вов Элсмир и Аксель-Хейберг. Фундамент кратона образован здесь гнейсами, кристаллическими сланцами и амфиболитами, которые прорваны гранитоидами с возрастом 1070-970 млн. лет, синхронными гренвильскому орогенезу. Эпигренвильский фундамент перекрыт позднепротерозойским-раннепалеозойским карбонатно-терригенным чехлом. Шельфовый, существенно карбонатный чехол, датированный с конца кембрия, обнаружен на восточном и западном континентальном обрамлении Канадского бассейна (см. рис. 1): на западе Свердрупского бассейна и в хр. Нортвинд [Grantz et al., 1998].

Сведения о строении юго-восточной части кратона Арктида весьма скудны из-за ее переработки в ходе позднекиммерийского орогенеза и плохой обнаженности. Породы фундамента кратона здесь пока достоверно не установлены, однако на многих участках вскрывается его чехол. Так, датированные с ордовика карбонаты чехла известны на Новосибирских о-вах. Восточнее, на о. Врангеля, он представлен верхнепротерозойско-кембрийскими мраморами, аркозовыми песчаниками и сланцами, которые вместе с породами разнообразного состава и генезиса объединены во врангелевский комплекс [Косько, 2007; Остров Врангеля…, 2003]. Близкий по составу шельфовый чехол кратона 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 (мезозойский микроконтинент) Арктиды [Филатова и Хаин, 2007; 2008]. На восточной Чукотке этот чехол начинается, вероятно, с метапород этельхвилеутской и лаврентьевской свит предположительно позднепротерозойского-кембрийского возраста [Филатова и Хаин, 2008; Natal’in et al., 1999]. Восточнее, на п-ове Сьюард Аляски, выделена верхнепротерозойская-нижнепалеозойская группа ноум [Patrick & McClelland, 1995 и др.], столь же неоднородная по составу, как и врангелевский комплекс. К чехлу Арктиды в этой группе, по-видимому, относятся метаморфизованные сланцы, аркозы, мраморы, нижняя часть которых имеет, вероятно, позднедокембрийский возраст, поскольку она прорвана ортогнейсами с неопротерозойским возрастом протолитов [Patrick & McClelland, 1995]. В хр. Брукс к чехлу Арктиды отнесены хлоритовые и известковистые сланцы, метапесчаники, мраморы условно позднепротерозойско-палеозойского возраста, вовлеченные в Центральную зону и Сланцевый пояс киммерийского орогена [Toro et al., 2002].

Несмотря на фрагментарность выходов кратона Арктида, создается впечатление о широком площадном его распространении в Циркумполярном регионе - от архипелага Свальбард на западе до Чукотско-Северо-Аляскинского региона на востоке. Целостность этого кратона на неопротерозойском-раннепалеозойском уровне подтверждается пограничными орогенными поясами (см. рис. 1). От былых кратонов (Балтика и Сибирский) Арктида отделена полосой байкальских структур (хотя восточное их продолжение на шельфах восточноарктических морей пока еще только намечено). Вдоль границы Арктиды и Лаврентии протягивается каледонский орогенный пояс. Эти разновозрастные пограничные структуры указывают на разновременность оформления границ Арктиды при ее обособлении от Родинии: от кратонов Балтика и Сибирский Арктида отделилась, видимо, в неопротерозое, а от кратона Лаврентия - в раннем палеозое. Подобные реконструкции должны составить предмет самостоятельного рассмотрения.

Что касается тенденции выделять в пределах Арктиды ряд самостоятельно развивавшихся миникратонов [Metelkin et al., 2005 и др.], то пока не обнаружены доказательства обособления этих блоков в докембрии, равно как и свидетельства ограничения их древними океаническими коплексами. Современное блоковое строение Арктиды [Зоненшайн и др., 1990; Patrick & McClelland, 1995 и др.] могло быть следствием рифтогенеза и сдвиговых перемещений на рубеже девона и карбона и на триасово-юрском этапе [Верниковский и др., 1995; Филатова и Хаин, 2007; Шипилов и Матишов, 2006; Lavwer et al., 2002 и др.].

БАЙКАЛИДЫ ЦИРКУМПОЛЯРНОГО РЕГИОНА

Структурно-вещественные комплексы байкалид, оформившиеся на рубеже неопротерозоя - раннего кембрия, в целом образуют прерывистую полосу по южному обрамлению кратона Арктида (см. рис. 1). Эта полоса в современной структуре распадается на три сегмента, с запада на восток: Тимано-Полярноуральский, Карско-Таймырский и Чукотско-Аляскинский. В таком же направлении убывает степень обнаженности и изученности структур байкальского орогенеза, а Чукотско-Аляскинский сегмент намечается пока лишь пунктирно.

Наиболее полно представленный западный, Тимано-Полярноуральский, сегмент байкалид, расположенный между континентами Балтика и Арктида (рис. 6), включает традиционно выделяющиеся тиманиды и сменяющие их на восток протоуралиды [Шатский, 1935; Объяснительная…, 1996; Пучков, 1997; Хаин, 2001 и др.]. На северо-западе сегмент ограничен каледонским поясом (см. рис. 1), хотя фрагменты байкалид вовлечены, возможно, в структуры последнего. С востока на сегмент надвинуты герцинские покровы Урала и Новой Земли, в связи с чем структуры байкалид приобрели доминирующий наклон в северо-восточных румбах в сторону Предуральского прогиба. В целом эти структуры имеют северо-западную ориентировку и такую же зональность, резко отличную от герцинид Урала [Зоненшайн и др., 1990; Объяснительная…, 1996; Пучков, 1997]. Чаще всего они рассматриваются [Объяснительная…, 1996 и др.] в качестве аккреционного пояса общей юго-западной вергентности, возникшего при причленении к окраине Балтики офиолитов, островных дуг и микроконтинентов. Синтез новейших данных свидетельствует, скорее, о коллизионной природе тиманид-протоуралид как результата столкновения Балтики и Арктиды и дивергентном их строении [Борисова и др., 2003; Кузнецов, 2009; Хаин и Филатова, 2009б и др.].

Синтез геолого-геофизической и геохронологической информации позволил значительно уточнить тектоническое районирование рассматриваемого сегмента байкалид. Он включает две внешние зоны – Тиманскую и Новоземельскую (деформированные окраины соответственно кратонов Балтика и Арктида) и центральный, собственно коллизионный ороген, зажатый между двумя упомянутыми кратонами и ограниченный крупными системами надвигов: с юго-запада Печорской и с северо-востока Новоземельско-Свальбардской (см. рис. 6). Эта внутренняя коллизионная область байкалид, образованная тектонически совмещенными комплексами неопротерозойского океана, охватывает обширную территорию традиционно выделявшихся тиманид и протоуралид. Печорский надвиг, обычно идентифицирующийся как сутура тиманид [Объяснительная…, 1996; Кузнецов, 2009 и др.], представляет, следовательно, один из элементов внутренней коллизионной области Тимано-Полярноуральского сегмента байкалид.

Примыкающие к коллизионной области внешние зоны орогена - Тиманская и Новоземельская - образованы аллохтонами краевых частей неопротерозойского океана, шарьированными на окраины смежных кратонов. Тиманская внешняя зона представлена чешуйчато-надвиговыми дислокациями параавтохтона Балтики и перекрывающим аллохтоном неопротерозойских терригенных пород океанической и окраинно-морской природы. Юго-западным ограничением неопротерозойских дислокаций параавтохтона является Западно-Тиманский фронтальный надвиг северо-западной ориентировки (см. рис. 6), вдоль которого протягивается Предтиманский краевой прогиб с вендской молассой [Балуев, 2006 и др.]. С северо-востока перикратонные фации параавтохтона ограничены полосой барьерных рифов [Siedlecka et al., 2004 и др.]. Аллохтон образован рифейско-вендскими терригенно-сланцевыми и турбидитовыми отложениями, протягивающимися через Тиманский кряж на северо-запад, в пределы п-овов Канин, Рыбачий и Варангер. В Тиманской зоне отмечены тела габбро-долеритов и долеритов с датировками (K-Ar) 710-603 и 584 млн. лет [Светов и Свириденко, 1995], отражающие, по-видимому, растяжение Балтики при формировании неопротерозойского океана. Кроме того, на северном Тимане обнаружены габбро, долериты, граниты и сиениты (иногда с нефелином) повышенной щелочности с датировками (по цирконам) 620-613 млн. лет [Larionov et al., 2004; Roberts & Olovyanishnikov, 2004], которые расцениваются как индикатор последней стадии растяжения окраины Балтики перед началом байкальского орогенеза [Larionov et al., 2004]. Породы Тиманской внешней зоны метаморфизованы преимущественно в зеленосланцевой фации, однако полоса амфиболитов трассирует основание крупного шарьяжа вдоль Тиманского кряжа [Roberts & Olovyanishnikov, 2004]. Пик метаморфизма пород юго-востока п-ова Канин характеризуется параметрами 0.72 GPa и 610°С [Lorenz et al., 2004] и считается индикатором главного импульса компрессии при формировании байкалид (тиманид).

Вдоль северо-восточной границы Тиманской внешней зоны (окраины кратона Балтика) располагаются гранито-гнейсовые купола [Объяснительная…, 1996], пространственно приуроченные к Печорской системе надвигов. Эта система (см. рис. 6), служащая юго-западным ограничением коллизионного орогена, выражена контрастными геофизическими параметрами и градиентным перепадом мощности коры: от 38- 42 км в перикратонной области до 36- 39 км в примыкающей внутренней части орогена [Костюченко, 1994]. К Печорской системе надвигов приурочены массивы гранитоидов с датировками 557-551 млн. лет [Андреичев, 2009; Pease et al., 2004]. Эти породы нередко считаются коллизионными, поскольку они обладают повышенной щелочностью и высокими величинами ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0.706-0.711), что предполагает плавление древней континентальной коры [Андреичев, 2009]. Согласно другому мнению [Pease et al., 2004], гранитоиды возраста 557 ± 6 млн. лет формировали континентальную магматическую дугу, связанную с наклоненной на запад, под кратон зоной субдукции. Поскольку эти плутоны частично дислоцированы и шарьированы на край кратона Балтика, они объединяют, возможно, как син-, так и посттектонические образования [Pease et al., 2004].

Новоземельская внешняя зона байкалид представлена комплексом терригенных пород предполагаемой противоположной, северо-восточной, периферической части неопротерозойского океана, которые находятся, скорее всего, в аллохтонном залегании на Свальбардской окраине кратона Арктида (см. рис. 6). Строение этой территории из-за слабой изученности весьма дискуссионно. На Южном острове архипелага Новая Земля к байкалидам относятся, по-видимому, сложно дислоцированные метаморфизованные в зеленосланцевой фации глинистые сланцы и турбидиты (с рифейвендскими акритархами и нитчатыми водорослями), отделенные от неоавтохтона структурным несогласием и кембрийским стратиграфическим перерывом. Расположенные здесь дайки и силлы явно неоднородного русановского метагаббро-долеритового комплекса толеитового состава, датированные (K-Ar) 588 ± 8 млн. лет [Кораго и Тимофеева, 2005], обусловлены, видимо, растяжением кратона близ неопротерозойского океана, тогда как тела возраста 495 ± 8 млн. лет связаны с каледонским этапом. Отнесение к неопротерозою другого, раховского, комплекса Южного острова (дайки лампрофиров внутриплитного типа) сомнительно; скорее, это породы позднедевонского рифтогенеза, поскольку K-Ar их датировки составляют 452 ± 8 – 392 ± 27 млн. лет, а определение (Ar-Ar) амфибола – 360 ± 2 млн. лет [Кораго и Тимофеева, 2005].

Тектонические фрагменты байкалид вскрываются и севернее, на западе Северного острова, в подошве Главного Новоземельского покрова архипелага (см. рис. 4). К ним, вероятно, относится часть развитого здесь мигматит-гранитного северо-сульменевского комплекса, датированная 618 ± 18 и 598 ± 26 млн. лет (U-Pb по циркону). Неопротерозойским считается и митюшевский гранитоидный комплекс, который в районе одноименной губы образует вергентную на запад тектоническую пластину в зоне Главного Новоземельского надвига. Это микроклиновые граниты и гранодиориты, нередко пегматоидные, датировки которых (Pb-Pb, U-Pb по цирконам) - 735± 50, 680 ± 50 и 717 ± 4, 609 ± 4, 587 ± 7 млн. лет [Кораго и Тимофеева, 2005]. Не исключено, что все эти гранитоиды второй половины неопротерозоя трассировали Свальбардскую активную континентальную окраину байкальского океана.

Внутренняя коллизионная область Тимано-Уралополярнинского сегмента байкалид имеет сложное покровно-надвиговое строение и образована тектонически совмещенными породами неопротерозойского океана, включая и островные дуги. Кроме того, в эту сутурную область вовлечены пластины, отчлененные от края кратона Арктида, которые нередко рассматриваются в качестве самостоятельных докембрийских миникратонов [Костюченко, 1994; Roberts & Olovyanishnikov, 2004 и др.]. Наиболее крупная из подобных пластин - Большеземельская (см. рис. 6) - разделяет единую внутреннюю коллизионную область байкалид на две зоны - юго-западную Печорскую и северо-восточную Енганэпэ-Варандей-Адзьвинскую (см. рис. 6), ранее относившиеся соответственно к тиманидам и протоуралидам.

Большеземельская зона обладает континентальной корой мощностью 40- 48 км [Костюченко, 1994; Объяснительная…, 1996; Кузнецов, 2009]. Геофизическими и буровыми работами здесь выявлены участвовавшие в байкальском тектогенезе многофазные интрузии тоналит-плагиогранитной и гранодиорит-гранитной ассоциаций [Pease et al., 2004], эпизоды внедрения которых приходятся на 620 и 560 млн. лет [Андреичев, 2009; Pease et al., 2004]. Наиболее древние из них, вероятно, надсубдукционной природы, с Большеземельской пластиной совмещены тектонически. Массивы гранитоидов с возрастом 560-550 млн. лет относятся, видимо, к типу синорогенных. Примером могут служить гранитоиды из скв. Восточная Харьяга-26, которые содержат цирконы, датированные 557 ± 15 млн. лет, а, кроме того, включают ксеногенные цирконы с возрастом 1.45 млрд. лет, что свидетельствует о вовлечении в расплавы древней коры Большеземельского фрагмента кратона. Соответствующая этим гранитам величина ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7045 [Андреичев, 2009] ориентировочно может служить индикатором участия двух источников - деплетированного мантийного и корового. Распространенная в Большеземельской зоне терригенная красноцветная венд-кембрийская моласса является или ранним неоавтохтоном байкалид [Bogolepova & Gee, 2004], или чехлом края Арктиды. Генезис относящихся обычно к этой молассе субвулканических тел и покровов кислых вулканитов, занимающих самую верхнюю часть доордовикского разреза [Объяснительная…, 1996], не решается однозначно. Они могли быть связаны с формированием байкалид (имея коллизионную природу или трассируя активную окраину Арктиды), а также сопровождать начальный рифтогенез [Bogolepova & Gee, 2004] при раскрытии каледонского океана.

В Печорской зоне внутренней области байкалид базит-ультрабазитовые комплексы пока не обнаружены, но их распространение здесь вполне допустимо, поскольку ей в целом соответствует интенсивная положительная магнитная аномалия [Шаров и др., 2005 и др.]. В скважинах в пределах этой зоны вскрыты известково-щелочные вулканогенные породы возейской свиты условно позднерифейско-ранневендского возраста [Андреичев, 2009], а также габбро, габбро-диориты, диориты, плагиограниты островодужной природы. К ним относятся, видимо, гранодиориты скв. Веяк-2 возраста 618 ± 6 млн. лет [Pease et al., 2004] с величиной ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70622 [Андреичев, 2009]. Наиболее вероятен их надвиговый контакт с Большеземельской пластиной. Островодужным, возможно, является диорит (560 ± 15 млн. лет по циркону, ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70403 [Андреичев, 2009]) из скв. Палью-21, который из Печорской зоны в виде тектонической пластины шарьирован на крайний восток Тиманской зоны. Последние импульсы островодужного магматизма в неопротерозойском океане могли приходиться на 590-560 млн. лет. Степень метаморфизма пород в Печорской зоне достигает амфиболитовой фации.

Восточным продолжением Печорской зоны является Енганэпэ-Варандей-Адзьвинская зона (см. рис. 6). В западной - Варандей-Адзьвинской - части этой зоны по геофизическим данным предполагается реликтовая ось спрединга неопротерозойского океана [Костюченко, 1994; Объяснительная…, 1996]. Восточнее, на Полярном Урале среди покровно-надвиговых структур герцинид располагается подковообразной формы покров байкальского орогена, включающий офиолиты Енганэпэ. В его строении, помимо серпентинитового меланжа, выделяются занимающие нижнюю структурную позицию глинисто-терригенные породы енганэпэйской толщи венда - раннего кембрия и перекрывающие вулканогенно-осадочные и вулканогенные породы бедамельской серии позднего рифея - венда [Кузнецов и др., 2009 и др.]. Обе толщи, неоднократно чередующиеся в разрезе [Кузнецов и др., 2009], слагают пакет тектонических пластин. По данным [Scarrow et al., 2001], существенно вулканогенная бедымельская серия также состоит из нескольких тектонических пластин. Одна из них образована пиллоу-базальтами ( 800 м ) с дайками диабазов, перекрытыми толщей ( 200 м ) чередования базальтов, кремнистых сланцев и кремней. Обособленная пластина офиолитов Енганэпэ включает мафические сланцы, олистостромы и метабазит-ультрабазитовые породы. В меланже присутствуют блоки серпентинитов и офиолитов (карбонатизированных дунитов и гарцбургитов, амфиболитизированных габбро и плагиогранитов). К покрову Енганэпэ относятся также три пластины толеитов и туфогенно-терригенных пород [Scarrow et al., 2001]. Учитывая кембрийско-ордовикский возраст неоавтохтона, можно считать, что тектоническое совмещение всех пород этого покрова произошло не позднее раннего кембрия [Руженцев и Савельев, 1997], то есть при байкальском орогенезе.

Согласно изотопно-геохимическим данным [Scarrow et al., 2001], в офиолитах Енганэпэ совмещены океанические и островодужные толеиты, а также адакиты и базальты OIB типа. Толеиты зон спрединга обнаруживают влияние надсубдукционного источника. Серпентинизированные габбро и плагиограниты островодужного типа датированы (U-Pb по цирконам) 670 ± 5 млн. лет [Хаин и др., 1999], что подтверждается Sm-Nd методом, согласно которому кристаллизация четырех образцов - островодужных толеитов, OIB базальтов и адакитов - происходила около 690 млн. лет назад [Scarrow et al., 2001]. Новые изотопные определения цирконов [Кузнецов и др., 2009] из блоков островодужных плагиогранитов - 719 ± 10 млн. лет - позволяют реконструировать более ранние стадии байкальского океана. В енганэпэйской толще установлены [Кузнецов и др., 2009] две популяции детритового циркона: 760-675 и 670-590 млн. лет. Считается [Кузнецов и др., 2009], что отложения со второй популяцией (670-590 млн. лет) сингенетичны вулканизму бедамельской серии, однако данные [Scarrow et al., 2001] свидетельствуют о вещественной и, вероятно, возрастной неоднородности пород серии и возможном присутствии в ней более древних пород.

Синтез геохронологических данных показывает, что в покрове Енганэпэ тектонически совмещены островодужные и океанические породы, по крайней мере, двух этапов байкальского бассейна - средненеопротерозойские (≥ 760-675 млн. лет) и поздненеопротерозойские (около 650-590 млн. лет). В пределах юго-западнее расположенной Печорской зоны байкалид им синхронны островодужные габбро, диориты и гранитоиды интервала 620-560 млн. лет. Енганэпэйская толща прорвана субвулканическими риолитами [Душин, 1997] рубежа неопротерозоя – кембрия (U-Pb метод по цирконам), 555-522 млн. лет [Шишкин и др., 2004], которые синхронны кислым вулканитам в пределах Большеземельской континентальной пластины и столь же неоднозначны в трактовке их геодинамической природы (не исключая принадлежности к активной окраине Арктиды).

В ходе неопротерозойского орогенеза тектонотермальные преобразования испытали и более внутренние районы кратона Арктида. Так, в юго-западной части архипелага Свальбард различными методами (Ar-Ar, U-Pb) по мусковиту и монациту из амфиболитизированной древней континентальной коры установлены датировки: 643 ± 9, 584 ± 4, 575 ± 15 млн. лет [Majka et al., 2007a; 2007b и др]. Цирконы из пегматитов этого участка (SHRIMP II) показали величины 615 ± 58 млн. лет.

Не исключена неодновременность проявления байкальского орогенеза в Тимано-Полярноуральском сегменте байкалид [Bogolepova & Gee, 2004], протекавшего в интервале конца неопротерозоя - начала кембрия, хотя главный импульс орогенеза, судя по кембрийско-ордовикскому возрасту неоавтохтона, датируется концом венда. В модели [Scarrow et al., 2001] океаническо-островодужный комплекс Енганэпэ был обдуцирован на северо-восточную окраину Балтики около 530 млн. лет назад. Однако учитывая позицию Енганэпэ-Варандей-Адзвинской зоны (см. рис. 6), можно предположить шарьирование покрова Енганэпэ на Свальбардскую окраину Арктиды.

Карско-Таймырский сегмент байкалид Арктики является восточным продолжением Тимано-Полярноуральского. Структуры Карско-Таймырского сегмента были значительно нарушены при герцинском тектогенезе и в современной структуре в качестве фрагментов вскрываются в Таймырском композитном сегменте герцинского пояса (см. рис. 1, 5). В Центрально-Таймырской зоне последнего располагается вергентный на юг пакет тектонических пластин, структурно-вещественные комплексы которых являются индикаторами неопротерозойского океана и байкальского орогенеза. В пластинах вскрывается комплекс рифея - венда (ультрабазиты, полосчатые габбро, вулканиты дифферецированной серии, глинистые сланцы, туфогенно-кремнистые породы), в котором тектонически совмещены океанические, окраинноморские и островодужные породы [Верниковский, 1996; Верниковский и др., 1996; Metelkin et al., 2005]. Офиолиты включают деплетированные толеиты и островодужные базальты. Когенетичные офиолитам плагиограниты датированы в интервале 760-630 млн. лет. Согласно датировкам метаморфизма гранатовых амфиболитов выявлен этап обдукции офиолитов в пределы континента около 600 млн. лет назад [Андреичев, 2009; Верниковский и др., 1995 и др.], что отражает, видимо, первые стадии байкальского орогенеза при столкновении Арктиды с Балтикой или (и) Сибирским кратоном.

Не исключено, что к замыкавшемуся байкальскому океану относится деформированный флиш Северо-Таймырской зоны (см. рис. 5) с палеонтологически охарактеризованными уровнями рифея, кембрия и раннего ордовика [Беззубцев, 1981] и детритовыми цирконом и мусковитом, датированными концом неопротерозоя [Lorenz & Gee, 2000]. Турбидиты накапливались, видимо, на континентальном склоне Карской окраины Арктиды и в прилегающей части морского бассейна. Полоса этих верхнедокембрийских - нижнепалеозойских пород слагает также прибрежную часть п-ова Таймыр и прослеживается далее на северо-северо-восток в пределы о. Большевик и восточных частей о-вов Октябрьской революции и Комсомолец, приобретая субмеридиональную ориентировку и обрамляя, таким образом, Карскую окраину Арктиды с востока (см. рис. 5). Первоначально эти турбидиты были, видимо, дислоцированы при позднебайкальском орогенезе, а в ходе герцинского тектогенеза приобрели сложную чешуйчато-надвиговую структуру южной вергентности.

Восточное продолжение байкалид в Арктике, как и выделение здесь Чукотско-Аляскинского сегмента, весьма дискуссионно, поскольку он представлен лишь цепочкой фрагментарных выходов офиолитов и гранитоидов этого этапа: на о. Врангеля, Чукотке, п-ове Сьюард и хр. Брукс (см. рис. 1).

На о. Врангеля [Косько, 2007; Kos’ko et al., 1993] в неоднородном и, наверняка, гетерогенном врангелевском комплексе установлены амфиболиты, эпидот-амфиболовые и актинолит-эпидот-хлоритовые сланцы по эффузивам и силлам основного состава, считающиеся нижней частью этого комплекса [Остров Врангеля…, 2003], но слагающие, вероятнее всего, обособленный пакет тектонических пластин. Ассоциация метабазитов включает габбро и габбро-долериты, возраст которых (U-Pb по циркону) 699 ± 1 млн. лет. Эти океанические или островодужные базиты байкалид дополняются вулкано-плутонической ассоциацией кислого состава, также отнесенной к врангелевскому комплексу [Остров Врангеля…, 2003], но имеющей иной возраст и генезис. Метаморфизованные кислые эффузивы и туфы ассоциируются в ней с массивами мусковитовых гранитов, гранит-порфиров и граносиенитов с повышенными содержаниями K₂O и Al₂O₃. Интрузии сопровождаются скарнами и грейзенами с редкометальной минерализацией. На идентификационных диаграммах гранитоиды занимают пограничную позицию между полями известково-щелочных и щелочных серий. Датировки гранитоидов разными методами показали значительную дисперсию [Остров Врангеля…, 2003]. К истинному возрасту формирования пород, по-видимому, наиболее близки значения интервала 633 (+21-12) - 590 ± 50 млн. лет (Pb-Pb и U-Pb по цирконам, K-Ar по валу). Эта поздненеопротерозойская вулкано-плутоническая ассоциация считается [Косько, 2007] индикатором активной континентальной окраины байкальского океана.

Сложность выявления байкалид на Чукотке и Аляске заключается в их позднейшем метаморфизме при среднемеловом орогенезе [Calverts & Gans, 1999; Anikin & Calvert, 2002 и др.]. Разнородная группа ноум п-ова Сьюард (рис. 7) среди прочих пород [Patrick & McClelland, 1995] включает метабазиты, которые являлись, возможно, принадлежностью неопротерозойского океана. К этой же группе ноум отнесены ортогнейсы с возрастом протолитов (U-Pb по циркону) 681 ± 3 и 676 ± 15 млн. лет (см. рис. 7). Эти неопротерозойские гранитоиды (претерпевшие метаморфизм в интервале 124-117 млн. лет [Patrick & McClelland, 1995]) имеют, возможно, островодужную природу. Аналогичные гранитоиды (ортогнейсы) с датировками протолитов середины неопротерозоя установлены и в хр. Брукс (см. рис. 7). Вполне вероятно присутствие базит-гранитоидных комплексов байкалид и в среднемеловых гранито-гнейсовых куполах Восточной Чукотки.

Фрагменты байкальских структур, подвергшихся размыву во второй половине кембрия, были, видимо, вовлечены в позднекиммерийский Верхояно-Чукотский ороген при его оформлении (см. рис. 1). На это указывает присутствие в коллизионной сутуре Колымской Петли средневерхнекембрийских (с трилобитами) офиолито-кластитов мощностью 200 м [Шпикерман и Мерзляков, 1988], терригенная составляющая которых представлена серпентинитами, базальтами и яшмами.

Анализируя в целом характер размещения байкалид в Циркумполярном регионе, следует подчеркнуть, что их распространение не ограничивается Баренцево-Тимано-Полярноуральским регионом (традиционно выделяемые тиманиды и протоуралиды), а продолжается и восточнее, в Карско-Таймырский регион. Это означает, что разработанные к настоящему времени реконструкции для конца неопротерозоя, ограничивающие площадь неопротерозойского океана только Тиманским бассейном, нуждаются в существенных корректировках. При этом нельзя не принимать во внимание и продолжения (пусть и фраментарного) байкальких структур на территории Восточной Арктики (о. Врангеля, п-ов Сьюард, хр. Брукс), которые мы предварительно назвали Чукотско-Аляскинским сегментом байкалид Циркумполярного региона. Участки распространения байкалид в Арктике (и значительные по площади, и фрагментарные) еще далеки от однозначного тектоно-геодинамического толкования в силу плохой обнаженности. Однако, анализируя их позицию, нельзя не заметить, что в целом они образуют прерывистую полосу, оконтуривающую с юга кратон Арктида (см. рис. 1). Это позволило нам объединить совокупность выходов байкалид в Тимано-Аляскинский неопротерозойский орогенный пояс, контуры которого, особенно в восточной части, могут быть определены лишь в ходе дальнейших исследований.

КАЛЕДОНИДЫ ЦИРКУМПОЛЯРНОГО РЕГИОНА

Каледониды образуют узкую полосу петлеобразной конфигурации, отделяющую кратон Арктида от Лаврентии и обрамляющую его с противоположной стороны по отношению к байкалидам (см. рис. 1). Этот орогенный пояс неодновозрастен: в западной, Гренландско-Норвежской, части он возник при раннекаледонском, скандском орогенезе, а восточная, Канадско-Аляскинская, его часть оформилась в девоне, в ходе позднекаледонского элсмирского орогенеза. Нельзя исключить, что на формирование скандских и элсмирских каледонид оказывали влияние разные ветви мирового раннепалозойского океана - соответственно Япетус и Реик [Nance, 2008].

Скандские каледониды. Скандский коллизионный пояс (см. рис. 1) в большей части скрыт под водами полярных морей, и общее его строение вырисовыается по геофизическим данным. Сейсмопрофилирование в юго-западной части ложа Баренцева моря в совокупности с анализом гравитационных и магнитных аномалий выявило дивергентную веерообразную структуру этого пояса [Ritzmann & Faleide, 2007]. Обнаружены две ветви скандской сутуры (рис. 8). Одна из них, южная, захватывает северный край Скандинавии и простирается на северо-восток в сторону бассейна Ольги. Вторая, северная ветвь, от о. Медвежий меридионально протягивается на о. Шпицберген, где располагается ее наземное продолжение [Breivik et al., 2003; 2005 и др.]. В пределах южной ветви сутуры, имеющей наклон на запад (рис. 9), наиболее глубинная осевая часть фиксируется на сейсмопрофилях в виде «корня» чрезвычайно высокой отражательной способности, расположенного непосредственно над границей Мохо и разделяющий перепад этой границы от 20 (на западе) до 35 км (на востоке) (см. рис. 9). Этот объект интерпретируется [Ritzmann & Faleide, 2007] как высокобарические породы типа эклогитов, принадлежавшие океанической плите Япетуса и маркирующие в каледонской сутуре реликт палеозоны субдукции. В современной структуре эти породы входят в состав нижней коры, обладая высокоскоростными и высокоплотностными характеристиками. По геофизическим данным, с запада к этой сутуре примыкает пакет четырех покровов, шарьированных на кратон Балтика (см. рис. 9). Нижний из них, сопровождающийся интенсивными положительными гравитационными и магнитными аномалиями, интерпретирован [Ritzmann & Faleide, 2007] в качестве базит-ультрабазитового комплекса океана Япетус. Две структурно более высокие пластины каледонского орогена - средний и верхний аллохтоны (см. рис. 9) - отнесены соответственно к нижней и средней коре. Они характеризуются непостоянством геофизических параметров: чередованием участков сейсмически прозрачных и горизонтов с высокой отражательной способностью, что объяснено перемежаемостью океанических или (и) островодужных пород с терригенными отложениями. Самый верхний, перекрывающий, аллохтон скандского орогена (см. рис. 9) обладает геофизическими параметрами смежного кратона Лаврентия, в связи с чем интерпретируется [Ritzmann & Faleide, 2007] в качестве пластины коры этого кратона, перемещенной в пределы каледонид. Доминирующая юго-восточная вергентность аллохтонов южной ветви скандской сутуры в сторону кратона Балтики позволяет предполагать субдуцирование океанической плиты Япетуса под кратон Лаврентия. Сейсмопрофилированием показано, что при столкновении этих кратонов формировались также и ретрошарьяжи - пакеты тектонических пластин, вергентных в сторону Лаврентии (см. рис. 9). Восточное продолжение южной ветви скандской сутуры по геофизическим данным просматривается вплоть до района бассейна Ольги (см. рис. 8). Соответствующая ей зона гравии- и магнитных локальных положительных аномалий интерпретируется в качестве фрагментов эклогитизированной плиты Япетуса. Юго-восточный наклон выделенных здесь аллохтонов свидетельствует, возможно, о перемене полярности зоны субдукции [Pease et al., 2004]. В северной ветви каледонской сутуры (см. рис. 8) также выявлен наклоненный на запад нижнекоровый объект с высокой отражательной способностью - предполагаемая эклогитизированная кора Япетуса в зоне каледонской субдукции, которая сопровождается погружением поверхности Мохо до 30 км .

Выделенные по геофизическим характеристикам две ветви сутуры соответствуют, по-видимому, двум ветвям палеоокеана Япетус. Южная ветвь океана простиралась на восток между территориями архипелагов Свальбард и Земля Франца-Иосифа (либо между последним и архипелагом Новая Земля), а субмеридиональная северная ветвь, продолжающаяся в архипелаге Свальбард, отделяла Лаврентию от Арктиды.

Строение скандского орогена уточнено наземными работами [Ohta, 1979; Harland, 1997; Roberts, 2003; Gee & Tebenkov, 2004; Johansson et al., 2004; Gee, 2005; Labrousse et al., 2007; Myhre et al., 2007; Pettersson et al., 2009 и др.]. Судя по этим данным, скандский орогенез в той или иной степени затронул западную Скандинавию (в ретроспективе Балтику), восточную и северную Гренландию (былой кратон Лаврентия), а также архипелаг Свальбард (окраина Арктиды). В Скандинавии каледонский ороген шириной 300 км протягивается по шельфу и побережью Норвежского моря и образован пакетом четырех пластин восточной и юго-восточной вергентности, шарьированных с запада на окраину кратона Балтика с амплитудой перемещения до нескольких сотен километров [Gee, 2005 и др.]. Нижний и средний аллохтоны включают перемещенные породы кристаллического фундамента и чехла кратона Балтика. Мафические дайки прорывают верхнюю часть среднего аллохтона. В третьем аллохтоне нижняя часть подобна нижним аллохтонам, но значительно сильнее метаморфизована, а верхняя часть включает породы океана Япетус. Эта часть аллохтона, выделяемая в качестве комплека покровов Кели, образована нижнепалеозойскими океаническими офиолитами, вулканогено-терригенными островодужными и окраинноморскими породами, интрудированными ордовикскими габбро, габбро-диоритами, тоналитами, гранодиоритами, трондьемитами. В комплексе Кели встречены фрагменты эклогитов (с включениями коэсита и микроалмазов). Судя по фауне, пиллоу-базальты и глубоководные сланцы, а также островодужные терригенно-вулканогенные породы накапливались в позднем кембрии и ордовике [Gee & Tebenkov, 2004; Gee, 2005 и др.], а турбидиты и черные сланцы по граптолитам отнесены соответственно к ордовику и нижнему силуру. Самый верхний (перекрывающий) аллохтон представляет (как это подтверждено и сейсмопрофилированием) перемещенную пластину чехла кратона Лаврентия, интрудированного гранитоидами позднего ордовика - раннего силура.

Каледонский орогенный пояс Скандинавии севернее продолжается по западному краю архипелага Свальбард (рис. 10), позднее нарушенного левосторонними сдвигами. Признаки скандской сутуры установлены в центре западного Шпицбергена, где эпигренвильский фундамент тектонически перекрыт аллохтоном комплекса Вестгетаврин, образованного голубыми сланцами и эклогитами. Метаморфизм высокого давления и низких температур проявился здесь в раннем ордовике [Gee, 2005], а позднее голубые сланцы и эклогиты претерпели деформации сжатия перед накоплением силурийских конгломератов [Labrousse et al., 2007]. Пакет пластин гранулитов высокого давления в верхней части аллохтона оформился в результате синколлизионной компрессии и эксгумации перед накоплением девонских конгломератов. Это позволяет реконструировать [Labrousse et al., 2007] начальную раннесилурийскую фазу орогенеза, предшествовавшую заключительной силурийской (преддевонской) скандской коллизии кратонов Лаврентия и Арктида.

Эпигренвильский фундамент и чехол Арктиды в пределах архипелага Свальбард в скандский орогенез претерпели складчато-надвиговые деформации, а также метаморфизм, мигматизацию и гранитизацию в интервале 430-410 млн. лет [Myhre et al., 2007 и др.] (см. рис. 2). Особенно интенсивный каледонский метаморфизм и мигматизация проявлены на востоке этого архипелага, где им соответствуют вергентные на запад чешуйчато-надвиговые дислокации в образованиях кратона Арктида. Это подтверждает реальность восточной ветви скандской сутуры (см. рис. 1, 8), установленную по геофизическим данным [Ritzmann & Faleide, 2007]. Однако дальнейшее простирание восточной ветви неизвестно. Индикаторы растяжения Арктиды при формировании океана Япетус известны на о-вах Комсомолец и Октябрьская революция, где установлены рифтогенные щелочные вулканиты (риолиты, игнимбриты, гранит-порфиры) позднекембрийского возраста (492 ± 7 млн. лет) [Lorentz & Gee, 2000].

Скандские каледониды по косому левостороннему сдвигу причленены к континентальной плите востока и севера Гренландии (см. рис. 10). В этой западной части скандского орогена доминируют пакеты вергентных на запад покровов, шарьированных на верхненеопротерозойский - нижнепалеозойский чехол кратона Лаврентия и образованных породами кристаллического фундамента и чехла Лаврентии. Тектонические покровы с амплитудой перемещения до 200 км сочетаются здесь с левосторонними сдвигами. Надвигообразование в восточной Гренландии началось еще в ордовике. Присутствие в качестве промежуточного неоавтохтона средне-позднедевонской формации красных песчаников подтверждает принципиальную одновременность заключительного каледонского тектогенеза в западной и восточной частях скандских каледонид.

Элсмирские каледониды. Позднекаледонские структуры элсмирского (девон - ранний карбон) орогенеза слагают Иннуитский складчато-покровный пояс, представляющий часть общего арктического пояса каледонид и восточнее смыкающийся с аналогичными структурами по обрамлению моря Бофорта, включая Северную Аляску (см. рис. 1). Иннуитский пояс, протягивающийся по северной окраине Гренландии и Канадского архипелага (то есть былого кратона Лаврентия), включает два сегмента - Северо-Гренландский и Канадский [Хаин, 2001]. Наиболее полно он представлен в Канадском сегменте. Центральная, осевая, часть этого сегмента начинается с вендкембрийских океанических (включая офиолиты) образований бассейна Хейзен. Кембро-ордовикская часть разреза сложена глубоководными кремнисто-глинистыми отложениями, сменяемыми терригенным и карбонатно-терригенным флишем верхнего ордовика - нижнего девона. Эти дислоцированные отложения повсеместно несогласно перекрыты верхнедевонской грубообломочной, отчасти угленосной молассой. С севера на позднекаледонские (элсмирские) структуры зоны Хейзен надвинут аллохтон Пирия, занимающий крайний север о-вов Элсмир и Аксель-Хейберг. В основании аллохтона залегает континентальный эпигренвильский блок Арктиды (см. рис. 1). Аллохтон Пирия включает пластины карбонатно-терригенного верхнепротерозойского - нижнепалеозойского чехла эпигренвильского континента, а также верхнепротерозойские - нижнеордовикские офиолиты, черные глинистые сланцы и дифференцированные по составу вулканиты. В середине ордовика эти породы испытали раннекаледонскую деформацию, метаморфизм и внедрение гранитоидов. Однако позднепротерозойский - раннепалеозойский бассейн с интраокеанической вулканической дугой продолжал развиваться до середины силура. Надвигание аллохтона Пирия (с пластинами кратона Арктиды) на океанический комплекс зоны Хейзен датируется поздним девоном - ранним карбоном, что сопровождалось метаморфизмом и гранитизацией [Хаин, 2001].

Северо-Гренландский сегмент Иннуитского пояса в современной структуре редуцирован. Он представляет собой как бы промежуточное звено между скандскими и элсмирскими дислокациями. Деформации, метаморфизм и гранитизация протекали здесь от конца ордовика до раннего девона включительно.

Структуры элсмирид были нарушены и разобщены в ходе спрединга юрской океанической коры Канадского бассейна. Элсмириды обрамляют окраину этого бассейна [Grantz et al., 1998; Klemperer et al., 2002], располагаясь в пределах шельфов морей Бофорта, Чукотского и Восточно-Сибирского (см. рис. 1). На шельфе Чукотского моря они выявлены к северу от Аляски, включая фундамент бассейна Колвилл [Klemperer et al., 2002; Lawver et al., 2002]. В трех скважинах (две из них на своде Барроу) обнаружены глубоководные сланцы и песчаники (с фауной ордовика, силура и раннего-среднего девона) франклинского комплекса, прорванного калиево-полевошпатовыми гранитами; хотя их K-Ar возраст - ранний карбон (332 млн. лет), однако эту цифру полагают [Sherwood et al., 2002] заниженной, и граниты относят к элсмирской, девонской фазе орогенеза. Южнее свода Барроу ордовикско-силурийский интервал разреза франклинского комплекса содержит дистальные турбидиты, гемипелагические граптолитовые глинистые сланцы, яшмы, кремни и вулканогенные породы, венчающиеся поверхностью структурного несогласия. Последняя рассматривается [Klemperer et al., 2002; Lawver et al., 2002] как индикатор скандской фазы каледонского тектогенеза, которая вызвала дислоцированность и метаморфизм пород франклинского комплекса и формирование ряда поднятий над уровнем моря. Однако морской бассейн продолжал существовать и в среднем палеозое, вплоть до элсмирского орогенеза в позднем девоне. Нижний и средний девон представлены базальными конгломератами, известковистыми и глинистыми сланцами, сверху ограниченными позднедевонской поверхностью структурного несогласия (364-342 млн. лет) [Klemperer et al., 2002; Lawver et al., 2002; Sherwood et al., 2002]. Элсмирский орогенез завершился формированием рифтогенной группы эндикот верхнего девона - нижнего карбона. На п-ове Лисберн Северной Аляски к элсмиридам относятся глубоководные глинистые сланцы ордовика и турбидиты силура, несогласно перекрытые девонско-нижнекаменноугольными угленосными сланцами и песчаниками группы эндикот [Moore et al., 2002; Sherwood et al., 2002]. Фрагменты каледонид, возможно, присутствуют в хр. Менделеева (см. рис. 1) и архипелаге Де-Лонга. На о. Генриетты предполагается развитие ордовикских терригенно-туфогенных пород, андезито-базальтов, базальтов известково-щелочной серии надсубдукционной природы [Каплан и др., 2001; Kos’ko et al., 1993]. ⁴⁰Ar/³⁹Ar определения (по валу) ассоциирующих с ними даек и силлов диоритов составляет 440 млн. лет. В верхах разреза располагаются трахибазальты с K-Ar датировками 390-300 млн. лет [Тектоника…, 2001]. Генетическая и возрастная их связь с остальной терригенно-вулканогенной толщей не установлена.

Фрагменты каледонид по надвигам вовлечены во внутреннюю часть среднемелового Верхояно-Чукотского орогена. Здесь вдоль сутуры Колымской Петли располагаются блоки деформированных покровов офиолитов (см. рис. 1), включающих серпентиниты, гарцбургиты, дуниты, габбро, метабазальты [Кузнецов и др., 2009; Тектоника…, 2001]. Покровы имеют преимущественно западную вергентность и образованы несколькими тектоническими пластинами, нижние и верхние части которых превращены в серпентинитовый меланж. Метабазальты представлены низко- и высокотитанистыми разностями и по геохимическим параметрам [Оксман и Куренков, 1996] являются индикаторами трех геодинамических обстановок: океанической, окраинноморской и внутриплитной. Габбро-амфиболиты Уяндинского и Мунилканского покровов содержат клинопироксены, по химическому составу характерные для офиолитов окраинноморской и островодужной обстановок [Оксман и Куренков, 1996]. Офиолиты этих покровов испытали метаморфизм двух фаз каледонского орогенеза - скандской (силур) и элсмирской (поздний девон). Возраст раннего метаморфизма (⁴⁰Ar/³⁹Ar по актинолитовой роговой обманке) составляет 430-419 млн. лет [Лейер и др., 1993; Оксман, 2000], а второго датирован (⁴⁰Ar/³⁹Ar по биотиту из кристаллических сланцев в основании Уяндинского покрова офиолитов) 370 млн. лет. В сутуре Колымской Петли отмечены и другие индикаторы каледонского бассейна. Так, Рассошинский тектонический блок сложен базальтами и глубоководными кремнисто-глинистыми сланцами с граптолитами раннего-среднего ордовика [Оксман, 2000]. В этой же сутуре, близ Омулевского и Рассошинского блоков, установлены тектонические фрагменты турбидитов раннего-среднего ордовика, а также известково-глинистые и глинистые сланцы с редкими линзами известняков с фауной силура. Верхнеордовикские турбидиты, маркирующие, видимо, краевые части бассейна, известны и в Селеняхском блоке этой сутуры [Парфенов и др., 2003; Тектоника…, 2001 и др.].

ГЕРЦИНИДЫ ЦИРКУМПОЛЯРНОГО РЕГИОНА

Герциниды в арктическом регионе занимают сравнительно небольшую площадь и представлены двумя поясами - Новоземельским и Таймырским. В совокупности они представляют, вероятно, два сегмента единого, нарушенного сдвигом пояса (см. рис. 1), который расположен на продолжении Уральских герцинид, выклиниваясь на восток в центральной зоне п-ова Таймыр.

Новоземельский сегмент орогенного пояса.Структуры архипелага Новая Земля обычно обособлялись от герцинид Урала и относились к ранним киммеридам, завершившим формирование в конце триаса - начале юры [Объяснительная…, 1998 и др.]. Однако новейшие датировки новоземельских синорогенных гранитоидов [Кораго и Тимофеева, 2005] в сочетании с геологическими данными [Руженцев и Савельев, 1997; Руженцев и др., 1999] свидетельствуют о позднегерцинском возрасте тектонических структур Новой Земли. Новоземельский сегмент герцинид образует выпуклую на запад дугу, на востоке продолжающуюся, видимо, в Северо-Сибирском пороге. Последний отделен от герцинид Таймыра правым Карским сдвигом [Шипилов и Матишов, 2006]. Принято противопоставлять два сегмента в структурах Новой Земли: Южный (Пайхой"Вайгачский) и Северный (Северный остров), разделенных Байдарацким сдвигом [Кораго и Тимофеева, 2005; Объяснительная…, 1998 и др.] (см. рис. 4). Однако синтез геологических данных указывает на то, что эти сегменты различаются, возможно, лишь возрастом и составом докембрийского фундамента в параавтохтоне.

Структура Новоземельского сегмента определяется системой вергентных в западных и южных румбах тектонических покровов и чешуй (см. рис. 4), шарьированных на запад, в пределы гетерогенной докембрийской континентальной коры; чешуйчато-надвиговые дислокации последней играют роль параавтохтона. Хотя в этом поясе и выделялись надвиги [Зоненшайн и Натапов, 1987; Объяснительная…, 1998 и др.], однако до недавних исследований [Кораго и Тимофеева, 2005] им не придавалось решающего значения в структуре орогена, а сложная перемежаемость по латерали и вертикали толщ разного литологического состава объяснялась, главным образом, фациальными переходами. Развитие здесь многочисленных вергентных в одном направлении надвигов, к тому же часто совпадающих со слоистостью, создавало впечатление согласного напластования пород в течение всего палеозоя; локально проявленное несогласие предполагалось лишь в девоне [Объяснительная…, 1998].

Палеозойские породы в Новоземельском орогене слагают тектонические пластины, группирующиеся в два крупных аллохтона - Центрально-Новоземельский и Восточно-Новоземельский, которые прослеживаются вдоль всего архипелага Новая Земля (см. рис. 4). Наиболее западную позицию занимает Центрально-Новоземельский аллохтон, который по Главному Новоземельскому надвигу был шарьирован в девоне на запад, на терригенно-карбонатный палеозойский чехол докембрийского фундамента (см. рис. 4). Этот дугообразно изогнутый в плане аллохтон занимает осевую часть архипелага, а кроме того, образует небольшую пластину в восточной его части. Аллохтон сложен деформированными песчаниками, глинистыми и кремнисто-глинистыми сланцами, накапливавшимися в краевой части морского бассейна в интервале кембрий - средний девон. Эти отложения параллелизуются с относительно глубоководными глинистыми сланцами и фтанитами Левминской зоны западного Урала [Зоненшайн и др., 1990; Руженцев и Савельев, 1997 и др.]. Верхний возрастной предел оформления Центрально-Новоземельского аллохтона определяется рубежом среднего - позднего девона (элсмирская фаза орогенеза Восточной Арктики), когда этот перемещенный аллохтон вместе с породами параавтохтона испытал континентальный рифтогенез [Объяснительная…, 1998], сопровождавшийся магматизмом. Девонская вулкано-плутоническая ассоциация, широко распространенная в пределах архипелага Новая Земля (см. рис. 4), включает толеитовые базальты, долериты, габбро-долериты, а также умеренно щелочные оливиновые базальты и пикродолериты, близкие MORB и OIB [Кораго и Тимофеева, 2005]. Позднедевонский возраст этого комплекса (нередко называемого костиншарским) установлен по находкам раннефранских органических остатков и на основании интрузивных контактов тел комплекса с отложениями вплоть до живетских - нижнефранских. Не исключен среднедевонский начальный этап вулканизма.

Крайний восток герцинского орогена занимает Восточно-Новоземельский аллохтон (см. рис. 4), образованный конденсированным разрезом верхнедевонских - нижнепермских глубоководных глинистых, глинисто-кремнистых сланцев, радиоляритов, реже песчаников и карбонатов [Объяснительная…, 1998]. Синхронный батиальный комплекс, сопровождающий офиолиты, выделен С.В. Руженцевым и его коллегами [1999] на Полярном Урале на основании находок конодонтов. Хотя герцинские офиолиты в архипелаге Новая Земля неизвестны, однако предполагается [Руженцев и др., 1999], что уральские глубоководные породы, включающие офиолиты, продолжаются непосредственно восточнее этого архипелага, на ложе Южно-Карской котловины. Таким образом, отложения Восточно-Новоземельского аллохтона (как и Центрально-Новоземельского) указывают на связь Новоземельского орогена с Уральским.

Возраст оформления Новоземельского орогенного пояса традиционно считается [Объяснительная…, 1998 и др.] раннекиммерийским на основании триас - раннеюрских K-Ar датировок массивов гранитоидов, прорывающих вышерассмотренные аллохтоны. Однако новейшие Ar-Ar определения мономинеральных фракций свидетельствуют о позднепалеозойском возрасте этих пород. Вдоль западного и восточного побережий архипелага Новая Земля прослежены два син- и посторогенных гранитоидных комплекса - соответственно сарычевский и черногорский [Кораго и Тимофеева, 2005]. Граниты сарычевского комплекса (зоны мигматизации и штоки) сочетают свойства известково-щелочных и высококалиевых орогенных и позднеорогенных пород [Кораго и Тимофеева, 2005]. Диорит-гранодиорит-гранитный черногорский комплекс (массивы и дайки, трассирующие зоны надвигов на востоке архипелага) включает породы известково"щелочного и умеренно щелочного (за счет калия) состава и также относятся [Кораго и Тимофеева, 2005] к орогенным и посторогенным образованиям. Оба интрузивных комплекса считаются триас-раннеюрскими, что основано на K-Ar определениях валовых составов пород, выполненных в 50-80-х годах прошлого столетия: 240-230 и 180 млн. лет (сарычевский комплекс), 210 ± 13 и 196 ± 11 млн. лет (черногорский комплекс). Однако Ar-Ar датировки пород первого комплекса по калиевому полевому шпату и второго по биотиту показали значения соответственно 256 ± 2 и 244 ± 0.8 млн. лет. Это свидетельствует о более раннем - пермском - возрасте синхронного с орогенезом магматизма, тогда как раннетриасовые гранитоиды имеют, возможно, постколлизионную природу. Пермский синколлизионный магматизм определяет герцинский возраст тектогенеза в пределах архипелага Новая Земля, лишь несколько запоздавший по сравнению с орогенезом Уральского пояса. Позднегерцинский этап оформления Новоземельского орогена подтверждается также позднепермским возрастом молассы, в небольшом объеме продолжавшей накапливаться и в раннем триасе. Она заполняла краевой прогиб вдоль западного и юго-западного фронта орогена, а кроме того, в качестве неоавтохтона перекрыла центральную его часть в районе Байдарацкого сдвига (см. рис. 4).

К завершению орогенеза в рассматриваемом сегменте приурочены небольшие проявления пермо-триасового траппового магматизма, аналогичного Сибирским траппам. Здесь выявлены базит-ультрабазитовые субпластовые силлы, некки (трубки взрыва) и дайки, которые принято разделять на ряд комплексов и относить к мезозою [Объяснительная…, 1998]. Однако приведенные датировки [Объяснительная…, 1998] свидетельствуют о разновозрастности этих пород. Часть из них относится к пермо-триасу: лампрофиры - (K-Ar) 252 ± 15 млн. лет, долериты и трахидолериты - 255 ± 17 и 218.8 ± 1.4 млн. лет (Ar-Ar метод по валовому составу) [Объяснительная…, 1998].

Таймырский сегмент орогенного пояса. Таймырский композитный сегмент герцинид, смещенный по Карскому сдвигу [Шипилов и Матишов, 2006] на юг, протягивается между кратонами Сибирский и Арктида. Композитный характер его строения определяется тем, что в ходе герцинского тектогенеза в деформации были вовлечены края столкнувшихся кратонов, комплексы байкалид, а также собственно герцинский кембро-каменноугольный комплекс (см. рис. 5), занимающий незначительную площадь. Это обусловило выделение здесь трех зон покровно-надвигового строения - Южно-, Центрально- и Северо-Таймырскую - с общей юго-восточной вергентностью [Уфлянд и др.. 1991; Верниковский, 1996; Объяснительная…, 1998, Metelkin et al., 2005].

Разрез Южно-Таймырской зоны представлен дислоцированным шельфовым чехлом утоненной коры Сибирского кратона, включающим карбонатные породы нижнего-среднего палеозоя и терригенные отложения карбона - нижней перми, близкие к верхоянскому комплексу. Отмечены типичные для всего арктического региона девонские базальтоиды рифтогенного типа. Верхнепермские-нижнетриасовые угленосные отложения включают траппы (датировки 249-242 млн. лет) и несогласно перекрыты более поздними мезозойскими отложениями. В Северо-Таймырскую зону, охватывающую и часть островов архипелага Северная Земля (см. рис. 5), входит Карская окраина кратона Арктида с терригенно-карбонатным шельфовым чехлом и сложно дислоцированные турбидиты (предполагаемые байкалиды), надвинутые на Центральную зону Таймыра по Главному надвигу.

Наибольшей сложностью отличается Центрально-Таймырская зона. В ней присутствуют покровы эпигренвильской континентальной коры и ее позднерифейского карбонатно-терригенного чехла, а кроме того, фрагментов байкалид. Собственно герцинский структурно-вещественный комплекс слагает узкий тектонический клин (см. рис. 5) и включает граптолитовые глинистые и известково-глинистые сланцы венда (?) - кембрия - нижнего карбона. Широкий интервал накопления сланцевой толщи Центрально-Таймырской зоны свидетельствует о сохранении здесь морского бассейна вплоть до среднего палеозоя включительно. Этот бассейн, соединяющийся с Новоземельским, располагался на замыкании Уральского океана и не распространялся восточнее.

Позднекаменноугольный-пермский интервал оформления Таймырского сегмента герцинского орогенного пояса определяется позднепалеозойским возрастом синколлизионного магматизма. В обеих северных зонах сегмента развиты массивы двуслюдяных гранитоидов (см. рис. 5), возникшие в обстановке столкновения Арктиды и Сибирского кратона и датированные 306-250 млн. лет [Зоненшайн и др., 1990; Объяснительная…, 1996].

Таким образом, Новоземельский и Таймырский сегменты представляют окончание Уральского герцинского орогенного пояса. Исходя из возраста синорогенных гранитоидов, можно предположить несколько более позднее оформление Новоземельского сегмента герцинид по сравнению с Таймырским. И хотя неодновременность завершения орогенеза по простиранию поясов - довольно распространенное явление, надо иметь в виду единичность имеющихся датировок в данном регионе, которые впоследствии могут быть значительно уточнены.

ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКИЙ-СЕВЕРОАЛЯСКИНСКИЙ СРЕДНЕМЕЛОВОЙ (ПОЗДНЕКИММЕРИЙСКИЙ) ОРОГЕННЫЙ ПОЯС

Среднемеловой орогенный пояс, занимающий значительную площадь в Циркумполярном регионе (см. рис. 1), в последнее время охарактеризован достаточно полно [Бондаренко. 2004; Соколов, 2003; Филатова и Хаин, 2008; Sokolov et al., 2002]. Он имеет двойственную позицию, с одной стороны, примыкая к докембрийским кратонам Сибирский и Арктида, а с другой - непосредственно связан со структурами периферии палео-Пацифика [Хаин и Филатова, 2007]. Эта двойственность отразилась и на формировании поздних киммерид Восточной Арктики. Они возникли на месте девонско-среднемезозойского океанического бассейна, представлявшего ответвление (залив) палео-Пацифика. Закрытие этого океана и оформление в поздней юре - раннем мелу соответствующего орогенного пояса обусловлено началом формирования Северного Ледовитого океана и, конкретно, наиболее раннего - Канадского - океанического его бассейна [Филатова и Хаин, 2009; Sokolov et al., 2002 и др.].

Верхояно-Колымский - Северо-Аляскинский орогенный пояс со стороны докембрийских континентов (Арктиды и Сибирского) ограничен коллизионной сутурой, которая сдвигами нарушена на ряд сегментов: Колымской Петли, Южно-Анюйский, Кобук [Филатова и Хаин, 2008]. Этот пояс образован покровно-надвиговыми структурами, в которых принимают участие океанические, окраинноморские и островодужные комплексы широкого возрастного интервала (девон-поздняя юра) [Sokolov et al., 2002; Соколов, 2003; Бондаренко, 2004 и др.]. Несколько разновозрастных уровней поверхностей структурного несогласия, олистостромо-молассовых отложений, зон синнадвигового зеленосланцевого и амфиболитового метаморфизма служат индикаторами этапности развития орогенного пояса.

К Верхояно-Колымско - Северо-Аляскинскому орогенному поясу с внешней стороны примыкают края кратонов, деформированные в ходе позднекиммерийской коллизии. На северо-востоке - это Чукотско-Аляскинский блок Арктиды, шельфовый чехол которого превращен в систему чешуйчато-надвиговых структур северо-восточной вергентности. Примыкающая с юго-запада деформированная окраина Сибирского кратона характеризуется покровно-надвиговым строением противоположной юго-западной вергентности. В совокупности внутренняя, коллизионная часть Верхояно-Колымско - Северо-Аляскинского пояса и синхронные дислокации примыкающих деформированных краев докембрийских кратонов обладают симметричной дивергентной структурой с веерообразным «раскрытием» в разрезе тектонических пластин и чешуйчато-надвиговых дислокаций [Филатова и Хаин, 2008]. Это строение подчеркивается симметричным расположением обрамляющих ороген фронтальных надвиговых систем, к которым примыкают передовые (краевые) прогибы. Со стороны Арктиды (Чукотско-Аляскинского ее блока) ороген ограничен Новосибирско-Врангеля-Геральда-Лисберна-Бруксовской системой надвигов с размещающимися вдоль нее фронтальным прогибом, одним из сегментов которого является бассейн Колвилл. Аналогичная фронтальная надвиговая система по краю Сибирского кратона сопровождается Приверхоянским краевым прогибом.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Предпринята попытка расшифровки строения допозднемезозойского фундамента, в пределах которого позднее развивались современные арктические бассейны. Для разработки синтезированной тектонической картины Циркумполярного региона использована практически вся доступная, пусть и фрагментарная, информация, хотя наличие в Арктике «белых пятен» оставляет дискуссионными ряд вопросов. Ниже сформулированы основные результаты проведенных исследований (ссылки на соответствующие публикации приведены в тексте статьи).

1. Ансамбль тектонических структур Циркумполярного региона, сформировавшихся к началу раскрытия современного Северного Ледовитого океана (и наиболее раннего из его элементов - позднеюрского океанического Канадского бассейна), включает эпигренвильский континент Арктида, а также периферические части докембрийских кратонов Лаврентия, Балтика и Сибирский. Эти кратоны спаяны орогеническими поясами (следами былых замкнувшихся океанов) четырех возрастных градаций: конца позднего неопротерозоя (байкалиды), середины палеозоя (каледониды), рубежа перми-триаса (герциниды), а также конца раннего мела (поздние киммериды).

2. Эпигренвильский кратон Арктида занимает центральную часть Арктики и включает площадь от архипелага Свальбард на западе до Чукотско-Северо-Аляскинского региона на востоке. Нередко выделяющиеся здесь в качестве самостоятельных докембрийские миникратоны (Свальбардский, Баренцевский, Карский и др.) являются окраинами этого кратона, распавшегося позже на ряд блоков. Отчлененные от Арктиды тектонические пластины принимают участие в смежных орогенных поясах (Большеземельская пластина в тиманидах, Центрально-Таймырская в герцинидах и др.). Кратон Арктида включает два главных структурных этажа, разделенных резким структурным несогласием: архейско-мезопротерозойский кристаллический фундамент (в составе фрагментов архейско-палеопротерозойского суперконтинента Колумбия и гренвильских орогенных поясов) и неопротерозойский-нижнепалеозойский чехол. Кристаллический фундамент фрагментарно обнаружен на севере Канады, в архипелагах Свальбард, Новая Земля, Северная Земля и на п-ове Таймыр. Терригенно-карбонатный чехол кратона Арктида вскрывается на многих участках региона: на перечисленных выше территориях, а также на Новосибирских о-вах, о. Врангеля, п-ове Чукотский и на Северной Аляске. При формировании смежных разновозрастных орогенных поясов краевые части кратона Арктида претерпели многократные дислокации, метаморфизм и гранитизацию.

3. Комплексы байкалид, включающие неопротерозойские океанические и островодужные базит-ультрабазитовые и плагиогранитные породы, распространены в Тиманском регионе, на архипелаге Новая Земля, Полярном Урале, п-ове Таймыр, о. Врангеля, п-ове Сьюард и хр. Брукс. Байкальскому орогенезу соответствовали синколлизионные гранитоиды возраста около 550 млн. лет. Уточнено строение Тимано-Полярноуральского сегмента байкалид. Он включает две внешние зоны - Тиманскую и Новоземельскую (деформированные окраины соответственно кратонов Балтика и Арктида) - и центральную, собственно коллизионную область, зажатую между этими кратонами. Эта область, осложненная Большеземельской тектонической пластиной докембрийской континентальной коры, охватывает обширную территорию традиционно обособляемых тиманид и протоуралид, разделение которых в связи с их тектоно-геодинамической общностью нецелесообразно. Печорский надвиг, рассматривавшийся обычно в качестве сутуры тиманид, представляет лишь один из элементов этой внутренней области байкалид.

Следует подчеркнуть, что распространение байкалид в Арктике не ограничивается Тимано-Полярноуральским регионом, а продолжается восточнее в пределы Карско-Таймырской площади и далее - пусть и фрагментарно - вплоть до Аляски, составляя в целом дуговое обрамление Арктиды, которое мы предварительно выделили в качестве Тимано-Аляскинского байкальского орогенного пояса. Если Тимано-Полярноуральский и Карско-Таймырский сегменты этого пояса представлены наиболее полно, то конфигурация восточного, Чукотско-Аляскинского, сегмента из-за фрагментарности выходов остается неопределенной.

4. Каледонский орогенный пояс с противоположной (по отношению к байкалидам) стороны обрамляет кратон Арктида, отделяя его от кратона Лаврентия. Он состоит из двух разновозрастных сегментов - скандского (силур) и элсмирского (девон) и образован нижнепалеозойскими океаническими и островодужными магматическими и терригенными породами. Скандские каледониды Западной Арктики характеризуются дивергентной покровно-надвиговой структурой, в которой, наряду с породами океана Япетус, участвуют пластины, отчлененные от столкнувшихся кратонов. Центральной части сутуры соответствует погруженный реликт субдукционного слэба с геофизическими параметрами, свойственными эклогитам. Элсмирские каледониды вскрываются на севере Канады, в Северной Аляске, на шельфах морей Бофорта, Чукотского и Восточно-Сибирского. К этим каледонидам относятся офиолитовый аллохтон Пирия, океанические породы зоны Хейзен, франклинский глубоководный вулканогенно-сланцевый комплекс Восточной Арктики. Фрагменты каледонид предполагаются на архипелаге Де-Лонга; их блоки вовлечены в позднекиммерийский Верхояно-Чукотский ороген.

5. Cледует подчеркнуть, что диаметрально противоположная позиция неопротерозойского (байкальского) и среднепалеозойского (каледонского) орогенных поясов на обрамлении докембрийского кратона Арктида дает возможность судить о разновременности оформления границ этого кратона при его обособлении от эпигренвильского суперконтинента Родиния.

6. Герцинский орогенный пояс занимает небольшую площадь в Циркумполярном регионе и представлен двумя смещенными по сдвигу сегментами - Новоземельским и Таймырским, в совокупности составляющими окончание Уральских герцинид. По уточненным данным, в тектонике Новоземельского сегмента решающая роль принадлежит вергентным на запад покровно-надвиговым структурам. В целом они составляют два крупных аллохтона, сложенных кембрийско-нижнепермскими терригенными и кремнистыми породами различной степени глубинности и предполагаемыми (на востоке) офиолитами, которые продолжаются в герцинидах Урала. Показаны свидетельства двухстадийного оформления аллохтонов - в девоне и позднем палеозое. Новые определения синколлизионных гранитоидов (Ar-Ar 256 и 244 млн. лет против более ранних K-Ar датировок 240-196 млн. лет) позволили отнести структуры Новой Земли к поздним герцинидам (в отличие от традиционной их трактовки в качестве киммерид). Позднепалеозойский возраст Новоземельского орогена подтверждается также позднепермской молассой, в небольшом объеме накапливавшейся и в раннем триасе. Расположенный на северо-восточном выклинивании герцинид Таймырский сегмент имеет сложное строение, обусловленное вовлечением в его структуру блоков древнего кратона и байкалид; собственно герцинскому бассейну соответствует черносланцевый комплекс кембрия-карбона. Синколлизионный гранитоидный комплекс датирован здесь в интервале 306-250 млн. лет. Не исключена определенная разновременность завершения орогенеза по простиранию герцинского пояса.

7. Среднемеловой (позднекиммерийский) орогенный пояс служит индикатором девонско - юрского океанического бассейна - ответвления палео-Пацифика. Оформление этого пояса явилось следствием раскрытия первой - Канадской - океанической котловины Северного Ледовитого океана, в результате чего Чукотско-Аляскинский блок Арктиды пришел в столкновение с Сибирским кратоном. Интенсивность компрессии была усилена в связи с аккреционно-коллизионными событиями по периферии Пацифика. Позднекиммерийский орогенный пояс обладает симметричным строением и дивергентным расположением составляющих его покровов. К его внутренней коллизионной Верхояно-Колымской системе по сегментированной сутуре Колымской Петли - Южно-Анюйской -Кобук примыкают деформированные окраины двух кратонов с соответствующими фронтальными надвигами и передовыми прогибами.

В заключение необходимо подчеркнуть, что проведенный синтез строения обрамления современного Северного Ледовитого океана, включая возрастную и генетическую рубрикацию структур, необходим не только для воссоздания основных черт тектоники к началу раскрытия этого океана, но и как основа для реконструкции предшествовавших океанических бассейнов - от протерозоя до среднего мезозоя включительно.

Мы благодарны академику Ю.Г. Леонову, академику Ю.М. Пущаровскому и профессору Э.В. Шипилову за обстоятельный разбор статьи и поднятой в ней проблемы, а также критические замечания, которые были учтены нами при переработке статьи.

Работа поддержана Программами № 10 ОНЗ РАН, № 14 Президиума РАН, грантами РФФИ 08-05-00748 и НШ 651. 2008.5.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Андреичев В.Л. Изотопная геохронология магматизма фундамента Печорской синеклизы // Геология полярных областей Земли: Материалы XLII Тект. совещ. Т. I. М.: ГЕОС, 2009. С. 3-7.

2. Балуев А.С. Геодинамика рифейского этапа эволюции северной пассивной окраины Восточно-Европейского кратона // Геотектоника. 2006. № 3. С. 23-38.

3. Беззубцев В.В. Структурно-вещественные комплексы позднего докембрия Таймыра и особенности их формирования // Тектоника байкальского (рифейского) мегакомплекса Сибири. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1981. С. 48-55.

4. Беззубцев В.В., Залялеев Р.Ш., Сакович А.Б. и др. Геологическая карта Горного Таймыра. Масштаб 1 : 500000. Объяснительная записка. Красноярск. 1986.

5. Бондаренко Г.Е. Тектоника и геодинамическая эволюция мезозоид северного обрамления Тихого океана: Автореф. дис. … д-ра геол.-мин. наук. М.: МГУ, 2004. 46 с.

6. Борисова Т.П., Герцева М.В., Егоров А.Ю., Кононов М.В., Кузнецов Н.Б. Докембрийский континент Арктида - новые кинематические реконструкции позднекембрийско-раннепалеозойской коллизии Арктиды и Европы (Балтии) // Тектоника и геодинамика континентальной литосферы: Материалы XXXVI Тектон. совещ. Т. 1. М .: ГЕОС, 2003. С. 68-71.

7. Верниковский В.А. Геодинамическая эволюция Таймырской складчатой области. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1996. 204 с.

8. Верниковский В.А., Верниковская А.Е., Черных А.И., Мельгунов М.С. Петрология и геохимия рифейских офиолитов Северного Таймыра // Геология и геофизика. 1996. № 1. С. 113-129.

9. Верниковский В.А., Неймарк Л.А., Пономарчук В.А. и др. Геохимия и возраст коллизионных гранитоидов и метаморфитов Карского микроконтинента (Северный Таймыр) // Геология и геофизика. 1995. Т. 36. № 12. С. 50-64.

10. Душин В.А. Магматизм и геодинамика палеоконтинентального сектора севера Урала. М.: Недра, 1997. 213 с.

11. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Кн. 1. 328 с.

12. Зоненшайн Л.П., Натапов Л.М. Тектоническая история Арктики. Актуальные проблемы тектоники. М.: Наука, 1987. С. 31-57.

13. Каплан А.А., Коупленд П., Бро Э.Г. и др. Новые данные о радиометрическом возрасте изверженных и метаморфических пород Российской Арктики // Тезисы AAPG региональной международной конференции. СПб., 2001. С. 2-6.

14. Кораго Е.А., Тимофеева Т.Н. Магматизм Новой Земли (в контексте геологической истории Баренцево-Северокарского региона). СПб.: ВНИИОкеанология, 2005. 225 с.

15. Костюченко С.Л. Структура и тектоническая модель земной коры Тимано-Печорского бассейна по результатам комплексного геолого-геофизического изучения. Тектоника и магматизм Восточно-Европейской платформы // Матер. междунар. совещ.: Внутриплитная тектоника и геодинамика осадочных бассейнов. М.: КМК, 1994. С. 121-133.

16. Косько М.К. Террейны Восточно-Арктического шельфа России // Докл. РАН. 2007. Т. 413. С. 71-74.

17. Кузнецов Н.Б. Кембрийская коллизия Балтики и Арктиды - начальный этап «собирания» северной части позднепалеозойско-раннемезозойской Пангеи // Бюл. МОИП. 2009. Отд. геол. Т. 84. Вып. 1. С. 18-38.

18. Кузнецов Н.Б., Натапов Л.М., Белоусова Е.А., Гриффин У.Л. и др. Первые результаты изотопного датирования детритных цирконов из кластогенных пород комплексов протоуралид-тиманид: вклад в стратиграфию позднего докембрия поднятия Енгане-Пэ (запад Полярного Урала) // Докл. РАН. 2009. № 3. С. 363-369.

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

20. Объяснительная записка к Тектонической карте Баренцева моря и северной части Европейской России масштаба 1 : 2 500 000 / Ред. Богданов Н.А., Хаин В.Е. М.: Институт литосферы РАН, 1996. 101 с. и 2 листа карты.

21. Объяснительная записка к Тектонической карте морей Карского и Лаптевых и севера Сибири (масштаб 1: 2500000) / Ред. Богданов Н.А., Хаин В.Е. М.: Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 1998. 127 с. и 2 листа карты.

22. Оксман В.С. Тектоника коллизионного пояса Черского (Северо-Восток Азии). М.: ГЕОС, 2000. 269 с.

23. Оксман В.С., Куренков С.А. Мунилканский офиолитовый комплекс хребта Черского (Северо-Восток Азии) // Геотектоника. 1996. № 6. С. 44-57.

24. Остров Врангеля: геологическое строение, мирагения, геоэкология / Ред. Косько М.И., Ушаков В.И. СПб.: ВНИИОкеанология, 2003. 137 с.

25. Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Арктики // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 6. С. 7-41.

26. Пучков В.Н. Тектоника Урала // Геотектоника. 1997. № 4. С. 31-54.

27. Пущаровский Ю.М. Тектоническая карта Арктики масштаба 1 : 10000000. М .: ГИН АН СССР. 1963. 1 лист.

28. Пущаровский Ю.М. Тектоника Северного Ледовитого океана // Геотектоника. 1976. № 2. С. 3-14.

29. Руженцев С.В., Аристов В.А., Кучерина П.М. Верхнедевонско-каменноугольные офиолиты и батиальная серия Полярного Урала // Докл. РАН. 1999. Т. 365. № 6. С. 802-805.

30. Руженцев С.В., Cавельев А.А. Палеозойские структурные комплексы и формации Восточно-Европейской континентальной окраины на Северном Урале // Докл. РАН. 1997. Т. 352. № 4. С. 507-510.

31. Светов А.П., Свириденко Л.П. Рифейский вулкано-плутонизм Фенноскандинавского щита. Петрозаводск: Карельский НЦ РАН, 1995. 211 с.

32. Соколов С.Д. Аккреционная тектоника (современное состояние проблемы) // Геотектоника. 2003. №1. С. 3-18.

33. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республика Саха (Якутия) / Ред. Л.М. Парфенов, М.И. Кузьмин. М.: МАИК, «Наука/Интерпериодика», 2001. 390 с.

34. Уфлянд А.К., Натапов Л.М., Лопатин В.М. и др. О тектонической природе Таймыра // Геотектоника. 1991. № 6. С. 76-93.

35. Филатова Н.И., Хаин В.Е. Тектоника Восточной Арктики // Геотектоника. 2007. № 3. С. 3-29.

36. Филатова Н.И., Хаин В.Е. Развитие Верхояно-Колымской орогенной системы как результат взаимодействия континентальных и океанических плит // Геотектоника. 2008. № 4. С. 18-48.

37. Филатова Н.И., Хаин В.Е. Структуры Центральной Арктики и их связь с Арктическим плюмом // Геотектоника. 2009. № 6. С. 24-51.

38. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный Мир, 2001. 606 с.

39. Хаин В.Е., Филатова Н.И. Основные этапы тектонического развития Восточной Арктики // Докл. РАН. 2007. Т. 415. № 4. С. 518-523.

40. Хаин В.Е., Филатова Н.И. От Гипербореи к Арктиде: проблема докембрийского кратона Центральной Арктики // Докл. РАН. 2009. Т. 428. № 2. С. 220-224.

41. Хаин В.Е., Филатова Н.И. О предыстории Северного Ледовитого океана // Геология полярных областей Земли: Матер. Тект. совещ. М.: ГЕОС, 2009. Т. II. C. 260-266.

42. Хаин Е.В., Бибикова Е.В., Дегтярев К.Е. и др. Палеоазиатский океан в неопротерозое и раннем палеозое: новые изотопно-геохронологические данные // Матер. совещ. Геологическое развитие протерозойских перикратонных и палеоокеанических структур Северной Евразии. СПб.: Тема, 1999. С. 175-181.

43. Хераскова Т.Н., Диденко А.Н., Буш В.А., Самыгин С.Г., Волож Ю.А. Основные этапы распада Родинии и эволюция структурных ансамблей в позднем докембрии, раннем и среднем палеозое // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики: Матер. Тект. совещ. М.: ГЕОС. 2008. Т. II. C. 401-406.

44. Шаров Н.В., Митрофанов Ф.П., Верба М.Л., Гиллен К. Строение литосферы Российской части Баренц-региона. Петрозаводск: ИГКНЦ, 2005. 283 с.

45. Шатский Н.С. О тектонике Арктики // Геология и полезные ископаемые Севера СССР. Л.: Главсевморпуть, 1935. С. 149-165.

46. Шипилов Э.В., Матишов Г.А. Тектоническая позиция и геодинамическая природа трога Святой Анны (север Баренцево-Карской континентальной окраины) // Докл. РАН. 2006. Т. 411. № 5. С. 1-5.

47. Шишкин М.А., Малых И.М., Матуков Д.И., Сергеев Е.А. Риолитовые комплексы западного склона Полярного Урала // Геология и минеральные ресурсы Европейского северо-востока России. Сыктывкар: Геопринт, 2004. Т. II. С. 148-150.

48. Шпикерман В.И., Мерзляков В.М. О базальных слоях палеозойского разреза Омулевского поднятия // Стратиграфия и палеонтология фанерозоя Северо-Востока СССР. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1988. С. 5-27.

49. Akinin V.V., Calvert A.T. Cretaceous mid-crustal metamorphism and exhumation of the Koolen gneiss dome, Chukotka Peninsula, northeastern Russia // Tectonic evolution of the Bering Shelf-Chukchi Sea-Arctic Margin and adjacent landmasses / Eds. Miller E.L., Grantz A., Klemperer S.L. USA. Geol. Soc. Amer.: Boulder, 2002. P. 147-165.

50. Bogolepova O.K., Gee D.G. Early Paleozoic unconformity across Timanides, N.W. Russia // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica // Geol. Soc. London Memoirs. 2004. V. 30. P. 145-157.

51. Breivik A.J., Mjelde R., Grogan P., Shimamura H., Murai Y., Nishimura Y. Caledonide development offshore - onshore Svalbard based on ocean bottom seismometer, conventional seismic and potential field data // Tectonophysics. 2005. V. 401. P. 79-117.

52. Breivik A.J., Mjelde R., Grogan P., Shimamura H., Murai Y., Nishimura Y. Crustal structure and transform margin development south of Svalbard on ocean bottom seismometer data // Tectonophysics. 2003. V. 369. P. 37-70.

53. Calverts A.T., Gans P.B. Thermochronologic assessment of metamorphism and exhumation of mid-crustal gneiss dome in the Arctic Alaska terrane // Geol. Soc. Amer. Abstract. 1999. V. 31. № 6. P. 42.

54. Gee D.G. Europe. Scandinavian Caledonides (with Greenland) // Encyclopedia of Geology / Eds. Selley R.C., Cocks R.M., Plimer I.R. Elsevier Ltd. 2005. P. 64-75.

55. Gee D.G., Tebenkov A.M. Svalbard: A fragment of Laurentian margin // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica // Geol. Soc. London Memoir. 2004. Vol. 30. P. 191-206.

56. Grantz A., Сlark D.L., Phillips R.L. et al. Phanerozoic stratigraphy of Northwind Ridge, magnetic anomalies in the Canada Basin, and the geometry and timing of rifting in the Amerasia basin, Arctic Ocean // GSA Bull. 1998. V. 110. № 6. P. 801-820.

57. Harland W.B. The Geology of Svalbard // Geol Soc. London Memoir. 1997. V. 17. 521 p.

58. Johansson A., Larionov A.N., Gee D.G., Ohta Y., Tebenkov A.M., Sandelin S. Grenvillian and Caledonian tectono-magmatic activity in northeasternmost Svalbard // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica // Geol. Soc. London Memoirs. 2004. V. 30. P. 207-232.

59. Klemperer S.L., Miller E.L., Scholl D.W. Crustal structure of the Bering and Chukchi shelves: deep seismic reflection profiles across the North American continent between Alaska and Russia // Tectonic evolution of the Bering Shelf - Chukchi Sea - Arctic Margin and adjacent landmasses / Eds. Miller E.L., Grantz A., Klemperer S.L. // USA: Geol. Soc. Amer.: Boulder, 2002. P. 1-24.

60. Korago Eu.A., Kovaleva G.N., Lopatin B.G., Orgo V.V. The Precambrian rocks of Novaya Zemlya // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica // Geol. Soc. London Memoirs. 2004. V. 30. P. 135-143.

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

62. Labrousse L., Elvevold S., Lepvrier C., Agard P. Precaledonian collision between Barentsia and Laurentia inferred from structural analysis of high pressure metamorphic rocks of Svalbard // Abstracts and Proceedings of the Soc. of Norway. Oslo , 2007. P. IO-012.

63. Larionov A.N., Andreichev V.A., Gee D.G. The Vendian alkaline igneous suite of northern Timanian microprobe U-Pb zircon ages of gabbros and syenite // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica // Geol. Soc. London Memoirs. 2004. V. 30. P. 69-74.

64. Lawver L.A., Grantz A., Gahagan L.M. Plate kinematic evolution of the present Arctic region since the Ordovician // Tectonic evolution of the Bering Shelf - Chukchi Sea - Arctic Margin and adjacent landmasses / Eds. Miller E.L., Grantz A., Klemperer S.L. // USA. Geol. Soc. Amer.: Boulder, 2002. P. 333-358.

65. Li Z.X., Bogdanova S.V., Collins A.S., Davidson A., De Waele B., Ernst R.E., Fitzsimons I.C.W., Fuck R.A., Gladkochub D.P., Karlstrom K.E., Lu S., Natapov L.M., Pease V., Pisarevsky S.A., Thrame K., Vernikovsky V. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis // Precambrion Research. 2008. V. 160. P. 179-210.

66. Lorenz H., Gee D.G. Age of Ordovician Volcanic Rocks on October Revolution Island, northernmost Russia // INTAS EUROPROBE Timpebar-Uralides Workshop. St. Petersburg , 2000. P. 20-21.

67. Lorenz H., Pystin A.M., Olovyanishnikov V.G., Gee D.G. Neoproterozoic high-grade metamorphism of the Kanin Peninsula, Timanide Orogen, northern Russia // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica // Geol. Soc. London Memoirs. 2004. V. 30. P. 59-68.

68. Majka J., Czemy J., Manecki M., Mazur S. New evidence for a late Neoproterozoic (ca. 650 Ma) metamorphic event in the Caledonian basement of Wedel Jarisberg Land, West Spitsbergen // Abstracts. 2007. V. 9. 00923. Sref-ID: 1607-7962/gra/EGU2007-A-0093

69. Majka J., Gee D.G., Larionov A., Czemy J., Wypych A. Neoproterozoic zircon age from anathectic pegmatite, Isborhamna Group (Wedel Jarlsberg Land, Svalbard) // Abstract and Proceedings of Geol. Soc. Norway. NGF. Oslo. 2007. № 2. P. 266.

70. Metelkin D.V., Vernikovsky V.A., Kazansky A.Yu., Bogolepova O.K., Gubanov A.P. Paleozoic history of the Kara microcontinent and its relation to Siberia and Baltica: paleomagnetism, paleogeography and tectonics // Tectonophysics. 2005. V. 398. P. 225-243.

71. Moore Th.E., Dumitru T.A., Adams K.E. et al. Origin of the Lisburne Hills-Herald Arch structural belt: stratigraphic, structural, and fission-track evidence from the Cape Lisburn area, northwestern Alaska // Tectonic evolution of the Bering Shelf - Chukchi Sea - Arctic Margin and adjacent landmasses / Eds. Miller E.L., Grantz A., Klemperer S.L. // USA. Geol. Soc. Amer.: Boulder, 2002. P. 77-109.

72. Myhre P.I., Andresen A., Corfu F. Tectonothermal events in NW Svalbard"implications for terrane affinities // Abstracts and Proceedings of the Soc. of Norway. Oslo , 2007. P. IO-011.

73. Nance R.D. The Rheic Ocean: evolution, and significance // GSA Today. 2008. Vol. 18. P. 4-12.

74. Natal’in B.A., Amato J.M., Toro J., Wright J.E. Paleozoic rocks of northern Chukotka Peninsula Far East: implications for the tectonics of the Arctic region // Tectonics. 1999. V. 18. № 6. P. 977-1003.

75. Otha Y. Blue schists from Motalafjella, western Spitsbergen // Norsk Polannstitutt Skrifter. 1979. Vol. 167. P. 171-217.

76. Patrick B.E., McClelland W.C. Late Proterozoic granitic magmatism on Seward Peninsula and a Barentian origin for Arctic Alaska-Chukotka // Geology. 1995. V. 23. P. 81-84.

77. Pease V., Dovzhicova E., Beliakova L., Gee D.G. Late Neoproterozoic granitoid magmatism in the basement to the Pechora Basin, NW Russia: geochemical constraints indicate westward subduction beneath NE Baltica // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Geol. Soc. London Memoirs. 2004. V. 30. P. 75-85.

78. Pettersson C.H., Tebenkov A.M., Larionov A.N., Andresen A., Pease V. Timing of migmatization and granite genesis of the Northwestern Terrane, Svalbard, Norway: implications for regional correlations in the Arctic Caledonides // J. Geol. Soc. London. 2009. V. 166. P. 147-158.

79. Ritzmann O., Faleide J.I. Caledonian basement of the western Barents Sea // Tectonophysics. 2007. V. 26. TC5014. C. 1-20.

80. Roberts D. The Scandinavian Caledonides: Event chronology, palaeographic settings and likely modern analogues // Tectonophysics. 2003. V. 365. P. 283-299.

81. Roberts D., Corfu F., Torsvik T.H., Ashwal L.D., Ramsay D.M. Short-lived mafic magmatism at 560-570 Ma in the northern Norwegian Caledonides - U-Pb zircon ages from the Seiland Igneous Province // Geol. Mag. 2006. V. 143. P. 887-903.

82. Roberts D., Olovyanishnikov V. Structural and tectonic development of the Timanide orogen // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Geol. Soc. London Memoirs. 2004. V. 30. P. 47-57.

83. Scarrow J.H., Pease V., Fleutelot C., Dushin V. The late Neoproterozoic Enganepe ophiolite, Polar Urals, Russia: An extension of the Cadomian arc? // Precambrian Research. 2001. V. 110. P. 255-275.

84. Sherwood K.W., Johnson P.P., Craig J.D. et al. Structure and stratigraphy of the Hanna Trough, U.S. Chukchi Shelf, Alaska // Tectonic evolution of the Bering Shelf - Chukchi Sea - Arctic Margin and adjacent landmasses / Eds. Miller E.L., Grantz A., Klemperer S.L. USA. Geol. Soc. Amer.: Boulder, 2002. P. 39-66.

85. Siedlecka A., Roberts D., Nistuen J.P., Olovyanishnikov V.G. Northeastern and northwestern margins of Baltica in Neoproterozoic time: evidence from the Timanian and Caledonian Orogens // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Geol. Soc. London. Memoirs. 2004. V. 30. P. 169-190.

86. Sokolov S.D., Bondarenko G.Ye., Morozov O.L. et al. South Anjui suture, northeast Arctic Russia // Tectonic evolution of the Bering Shelf - Chukchi Sea - Arctic Margin and adjacent landmasses / Eds. Miller E.L., Grantz A., Klemperer S.L. Boulder, USA: Geol. Soc. Amer., 2002. P. 209-223.

87. Toro J., Cans P.B., McClelland W.C., Dumitru T.A. Deformation and exhumation of the Mount Igikpak region, central Brooks Runge, Alaska // Ibid. P. 111-132.

The Arctida Craton and Neoproterozoic-Mesozoic Orogenic Belts of the Circum-Polar Region

N.I. Filatova and V.E. Khain†

Geological Institute, Russian Academy of Sciences, 7 Pyzhevskii per., Moscow, 119017 Russia

Abstract-An attempt is made to characterize an assembly of Arctic tectonic units formed before the opening of the Arctic Ocean. This assembly comprises the epi-Grenville Arctida Craton (a fragment of Rodinia) and the marginal parts of the Precambrian Laurentia, Baltica, and Siberian cratons. The cratons are amalgamated by orogenic belts (trails of formerly closed oceans). These are the Late Neoproterozoic belts (Baikalides), Middle Paleozoic belts (Caledonides), Permo-Triassic belts (Hercynides), and Early Cretaceous belts (Late Kimmerides). Arctida encompasses an area from the Svalbard Archipelago in the west to North Alaska in the east. The Svalbard, Barents, Kara, and other cratons are often considered independent Precambrian mini-cratons, but actually they are constituents of Arctida subsequently broken down into several blocks. The Neoproterozoic orogenic belt extends as a discontinuous tract from the Barents-Ural-Novaya Zemlya region via the Taimyr Peninsula and shelf of the East Siberian Sea to North Alaska as an arcuate framework of Arctida, which separates it from the Baltica and Siberian cratons. The Caledonian orogenic belt consisting of the Scandian and Ellesmerian segments frames Arctida on the opposite side, separating it from the Laurentian Craton. The opposite position of the Baikalian and Caledonian orogenic belts in the Arctida framework makes it possible to judge about the time when the boundaries of this craton formed as a result of its detachment from Rodinia. The Hercynian orogenic belt in the Arctic Region comprises the Novozemel’sky (Novaya Zemlya) and Taimyr segments, which initially were an ending of the Ural Hercynides subsequently separated by a strike-slip fault. The Mid-Cretaceous (Late Kimmerian) orogenic belt as an offset of Pacific is divergent. It was formed under the effect of the opened Canada Basin and accretion and collision at the Pacific margins. The undertaken typification of pre-Late Mesozoic tectonic units, for the time being debatable in some aspects, allows reconstruction of the oceanic basins that predated the formation of the Arctic Ocean.

Ссылка на статью:

Филатова Н.И., Хаин В.Е. Кратон Арктида и неопротерозойские - мезозойские орогенные пояса циркумполярного региона // Геотектоника. 2010. № 3. С. 3-29.