В нашем исследовании рассматриваются строение и тектоника архипелага Новая Земля, расположенного на западе Российской Арктики и входящего в состав Евразийской Арктики: (i) возраст фундамента (допалеозойского основания) Северного блока архипелага и геодинамические обстановки осадконакопления на его северной оконечности, где в палеобассейне в позднем венде‒силуре накопились многокилометровые турбидитные осадочные толщи; (ii) значение каледонского тектогенеза в геологической истории архипелага; (iii) возраст и причины проявления позднегерцинско(?) ‒ раннекиммерийской складчатости арх. Новая Земля и взаимоотношения структур архипелага со структурами Урала; iv возраст и причины формирования современного рельефа арх. Новая Земля; (v) свидетельства активных движений окружающих Новую Землю шельфов морей Баренцева и Карского. Возраст наиболее древних датировок в зоне Главного Новоземельского разлома отвечает венду (598 ± 26; 609 ± 4 млн лет), а модельный возраст протолита оценивается в 1 млрд лет. Для докембийского времени были выделены два блока – Северный и Южный, а для среднего-позднего палеозоя – три блока (Северный, Центральный и Южный). Средне-позднепалеозойский этап рассматривается как отражение тектоно-магматической активизации, проявленной в каледонидах Гренландии и Скандинавии. Проявления базитового и гранитоидного магматизма в интервалах 730‒690 и 610‒590 млн лет указывают на наличие блоков бывшей Арктиды (?) на западе (Новая Земля), в центральной части (Северная Земля) и на востоке (Новосибирские о-ва и о. Врангеля) современной Арктики. В позднем девоне, в поздней перми-раннем триасе и позднем мезозое проявился площадной (плюмовый) базитовый магматизм. Особенности геологического строения архипелага Новая Земля строго соответствуют трем орографическим районам (тектоническим блокам) архипелага. Тектонопарами с Новоземельским орогеном являются Западно- и Восточно-Новоземельский желоба. Высоты датированных морских террас свидетельствуют о значительных скоростях неотектонического воздымания архипелага.

Ключевые слова: Евразийская Арктика, арх. Новая Земля, Новоземельский ороген, возраст докембрийского фундамента, гранитоиды Митюшева Камня и горы Запасова, базитовый и гранитоидный магматизм позднего докембрия, плюмовый магматизм девона, пермо‒триаса и позднего мезозоя, геоморфология, орография, четвертичные отложения, морские террасы, неотектоника

ВВЕДЕНИЕ

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

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

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

В 2004 и 2005 годах на юге и крайнем севере Новой Земли проводились международные полевые исследования, организованные профессором Дэвидом Джи (Университет Уппсала, Швеция) с целью решения некоторых спорных вопросов местной геологии путем отбора и датирования детритовых цирконов из представительных геологических разрезов возрастного диапазона от кембрия по пермь включительно [Lorenz et al., 2013; Pease, Scott, 2009].

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

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

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

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

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

Модель земной коры арх. Новая Земля и прилегающих акваторий на основании материалов региональных геофизических исследований отвечает строению коры континентов [Блюман, 2005; Геологическое строение…, 1984; Геология СССР, 1970] (рис. 2).

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

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

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

Они созданы постпермским орогенезом, сопровождавшимся внедрением мелких интрузивных массивов и даек монцодиорит-гранодиоритовой и гранитовой – гранит-аляскитовой магматических формаций [Кораго и др., 2010; Повышева, Устрицкий, 1988] (рис. 6).

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

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

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

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

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

‒ от среднего девона до позднего карбона-начала перми;

‒ пермский–раннетриасовый с двумя подэтапами.

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

С уфимского века (второй этап) произошла новая перестройка фациальной зональности. Уральский ороген, возникший к югу от Новой Земли, начал поставлять обломочный материал в северо-западные (Предуральский прогиб), а затем и более северные (Новоземельский бассейн) регионы (рис. 11). Со второй половины татарской эпохи перми и в начале триаса накапливались молассоидные сублиторальные и континентальные осадки, обнажающиеся исключительно на западном побережье архипелага [Повышева, Устрицкий, 1988; Шкарубо и др., 1999] (рис. 12).

Северный блок отличается разрезами кембрия, ордовика и частично силура, а также верхов среднего и верхнего палеозоя [Андреева, Бондарев, 1983; Соболевская и др., 1990; Соболевская и Корень, 1997] (рис. 13). Кембрий‒силур сложены мощным (более 7‒10 км), преимущественно турбидитовым, песчано-сланцевым комплексом с небольшой долей карбонатных пород. Этот комплекс в позднем ордовике и силуре ассоциирует с молассоидными образованиями. Их доля увеличивается вверх по разрезу, что свидетельствует о заполнении и постепенном отмирании относительно узкого трога с крутыми бортами и выровненным рельефом дна. Черносланцевые отложения накапливались в анаэробной обстановке, возможно, сероводородного заражения.

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

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

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

ГЕОЛОГИЯ И ТЕКТОНИКА арх. НОВАЯ ЗЕМЛЯ

Возраст фундамента

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

Южный блок сложен метаосадками зеленосланцевой фации и создан тиманской орогенией, что выражено угловым и азимутальным несогласием между вендом-(низами кембрия?) и ордовиком [Бондарев, 1964; Кораго и др., 1993; Korago et al., 2004; Lorentz et al., 2013; Pease, Scott, 2009] (рис. 15, а, б). Это несогласие наблюдалось в коренных обнажениях, хорошо дешифрируется на аэрофотоснимках и подтверждено данными цирконометрии (см. рис. 15, в).

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

Радиологический анализ пород арх. Новая Земля

На юго-западном побережье о. Северного в губе Митюшиха находится гранитоидный массив Митюшев Камень, приуроченный к зоне Главного Новоземельского разлома [Геология СССР, 1970; Орго и Каленич, 2004] (см. рис. 16). Этот интрузив образует три разрозненных выхода. Его основное тело площадью до 50 км представляет собой тектоническую пластину шириной в 4‒5 км, наклоненную к востоку под углами от 30° до 60°‒70°. Помимо тектонических контактов, наблюдались и стратиграические взаимоотношения с окружающими массив отложениями.

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

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

Севернее губы Митюшиха, в районе губ Северной и Южной Сульменевых (центральные районы западного побережья о. Северного), также в зоне Главного Новоземельского разлома, присутствуют узкие «клинья» сильно дислоцированных пород, метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма. Ранее из кварц-мусковит-биотитовых кристаллических сланцев, гнейсов и метабазитов (амфиболитов, амфиболовых сланцев) получены Pb‒Pb датировки раннего рифея‒ 1550 ± 80 и 1490 ± 100 млн лет, а из инъецирующих их лейкократовых мусковитовых гранитов – среднего рифея 1300 ± 90 млн лет (см. табл. 1). Двухточечная Sm/Nd изохрона показывает также среднерифейский возраст этих гранитов в 1280 ± 70 млн. лет, однако, в свете первичного изотопного состава (ε = +10.2), эта оценка маловероятна. В то же время, модельный возраст одного из образцов около 1 млрд лет. Ранее, ориентируясь на эти определения, мы считали, что датировка циркона из лейкоплагиогранитов отвечает времени становления в этом блоке коры континентального типа [Кораго и др., 1993; Korago et al., 2004].

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

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

Определение возраста диабазов по циркону из коллекции О. Хольтедаля c северного берега пролива Маточкин Шар вблизи выходов гранитов массива Митюшев Камень (одна проба) и северного берега губы Машигина (три пробы), находящихся в зоне Главного Новоземельского разлома, дала противоречивые результаты [Corfu et al., 2010]. Возраст цирконов из диабазов составил от 704 ± 5 до 716 ± 8 млн лет. Кроме того, получены мезозойские значения возрастов – 200 ± 100 и 227 ± 170 млн лет. На основе этих данных предполагалось, что все дайки диабазов интрудируют «немые» толщи докембрия, отделенные от отложений девона зонами сдвигов и было сделано заключение об островодужных дайках (?) криогения (среднего неопротерозоя), связывая энсиматические островные дуги с последствием распада палеоконтинента Родиния 750 млн лет назад [Corfu et al., 2010] (рис. 19).

Однако, в результате геологического картирования масштаба 1:200 000 достоверно установлено, что по берегам губы Машигина, где О. Хольтедаль отбирал пробы, широко развиты вулканогенно-осадочные образования нижнего франа и песчано-сланцевые толщи эйфеля‒живета, насыщенные силлами, а не дайками, диабазов, которые отчетливо распознаются на аэрофото- и космоснимках (рис. 20). Осадочные толщи содержат ископаемые остатки фауны, подтверждающие их возраст (в том числе, конодонты), а силы диабазов имеют активные контакты с вмещающими породами [Шкарубо и др., 1999] (рис. 21).

К северо-востоку от массива Митюшев Камень и севернее него, у южного подножия горы Приметной, обнажаются псаммитовые и псефитовые породы силура‒нижнего девона с валунами и галькой плагиогранитов, кварцитов и диабазов. Из них получена хорошая конкордия с возрастом около 615 млн лет, и еще имеется слабо выраженный возрастной пик около 520 млн лет (рис. 22). Эта конкордия соответствует плагиогранитным валунам, которые резко превалируют в конгломератах с очень малым количествам цемента типа соприкосновения. Граниты у подножия горы Приметной прорывают эти обломочные породы, что указывает на их раннемезозойский возраст. В пределах Северного блока, на крайнем северо-западе и на северо-восточной оконечности архипелага на филлитах неясного (предположительно, вендского) возраста без видимого углового несогласия залегают кембрийско‒силурийские, преимущественно турбидитовые отложения с трилобитами и граптолитами, подтверждающими их возраст. Их общая мощность достигает 7‒8 км [Кораго и др., 1993; Соболевская и др., 1990; Соболевская и Корень, 1997]. Возраст и состав фундамента, подстилающего киммерийский (вендско (?)‒пермский) складчатый мегакомплекс, как и особенности седиментогенеза этого палеобассейна, неясны.

По Х. Лоренцу с соавт. [Lorentz et al., 2013], возраст наиболее древних детритовых цирконов из низов разреза бухты Мака (залив Иностранцева) – 530 млн лет, выше по разрезу – 515 млн лет, а из района залива Сахарова – 550–520 млн лет, что соответствует границе венда‒палеозоя, нижнему и среднему кембрию (см. табл. 2, рис. 23). Вместе с тем, на основании богатого фактического материла можно уверенно говорить, что на самом севере о. Южный (губа Грибовая) и о. Северный (на западе и в центральных районах) есть все отделы кембрийской системы, отсутствующие на юге архипелага.

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

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

КАЛЕДОНСКИЙ ТЕКТОГЕНЕЗ В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ арх. НОВАЯ ЗЕМЛЯ

Характер проявления и роль каледонских тектонических событий в геологический истории не только Новой Земли, но и других районов Арктики неоднократно являлись предметом обсуждения, поскольку представляют не только научный интерес, но и практическую значимость. Так, природа девонского орогенеза рассматривалась в монографии Ю.Г. Леонова [1979], а в Колымо-Омолонском регионе Северо-Востока Азии с этим этапом связаны крупные золоторудные и золото-серебряные месторождения, локализованные в образованиях кедонской вулкано-плутонической ассоциации средне-позднедевонско‒раннекаменноугольного возраста.

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

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

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

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

Возраст и причины позднегерцинской (?)– раннекиммерийской складчатости арх. Новая Земля и хр. Пай-Хой и взаимоотношения со структурами Урала

Современная складчатая структура Новой Земли и Пай-Хоя создана позднегерцинско (?)‒раннекиммерийским орогенезом, поскольку в ней участвуют палеозойские образования от кембрия по пермь включительно, которые на западном побережье Новой Земли перекрыты согласно залегающими на них пестроцветными отложениями низов триаса с ископаемыми остатками костей ихтиозавров, а становление структуры маркируется внедрением гранитоидов раннего мезозоя.

Раннемезозойские гранитоидные комплексы Новой Земли и Пай-Хоя отражают различные фазы переплавления коры континентального типа, уже существовавшей с допалезойского времени, в связи с орогенезом, создавшим современный структурный рисунок этого региона.

Выходы постпермских гранитоидов известны на западе центральных районов Новой Земли, где сложенные ими небольшие массивы и дайки тяготеют к зоне Главного Новоземельского разлома, а также на Карском побережье, где они представлены массивом горы Черной и небольшими выходами слабо эродированных изометричных в плане тел и даек, которые прослеживаются с перерывами на расстояние до 150 км.

На западе региона они образуют аляскит-лейкогранитовый сарычевский (по горе Сарычева) комплекс, породы которого по своим петрохимическим особенностям отвечают гранитам S- и А-типов, характеризуя поздне- и, вероятно, посторогенные обстановки их формирования.

Диорит-гранодиоритовый черногорский (по горе Черной) комплекс Карского побережья имеет двухфазное строение. Образования первой фазы близки латитовому геохимическому типу Л.В. Таусона, I-гранитам Чаппела‒Уайта, т.е. породам с явным участием мантийной компоненты. С формальных позиций, исходя из их петрогеохимических особенностей, они могли возникнуть в островодужных либо окраинно-континентальных обстановках. Гранитоиды второй фазы относятся к известково-щелочным образованиям и отвечают гранитам S-типа, внедрявшимся в обстановке континентальной коллизии.

Такие петрогеохимические особенности раннемезозойских гранитоидов могли бы свидетельствовать в пользу представлений о существовании к востоку от архипелага в акватории Карского моря реликтов океанической коры или коры переходного типа поздних уралид, однако, этому противоречат (табл. 4):

‒ присутствие шельфовых мелководных существенно карбонатных осадков силура и нижнего девона, прорванных гранитоидами черногорского комплекса, в блоке, надвинутом со стороны Карского моря;

‒ совершенно согласное залегание в этом же блоке средне-верхнедевонских карбонатно-кремнисто-вулканогенно-глинистых рифтогенных конденсированных отложений на мелководных, подчас рифогенных, карбонатных породах нижнего девона;

‒ снос осадочного материала, начиная с каменноугольного времени, с востока (со стороны Карского моря) на запад;

‒ мозаичный рисунок аномального магнитного поля Новой Земли и Карского моря в отличие от линейного рисунка Урала;

‒ более молодой радиологический возраст гранитоидов для Карского побережья относительно запада Новой Земли, хотя с позиции плитной модели поздних уралид (пайхоид), должно быть наоборот.

ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ ПРОЯВЛЕНИЯ МАГМАТИЗМА В ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ АРКТИКИ

На основании реконструкций геодинамических обстановок проявления магматизма на арктических островах России можно пролить свет на историю геологического развития и тектонику всей Российской Арктики [Баренцевская…, 1987; Геологическое…, 1984; Геология СССР, 1970].

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

В высокоширотной Арктике проявлены три этапа площадного базитового магматизма – позднедевонский (позднеживетско-раннефранский), позднепермско-раннетриасовый и позднемезозойский [Кораго и др., 2010] (рис. 26). Среди них наиболее ярко выражен позднедевонский магматизм Новой Земли. (Средне)-позднедевонский базитовый магматизм, по-видимому, был связан одновременно и с заключительными фазами кадедонско‒элсмирского орогенеза (закрытием океана Япетус), и с началом уральской коллизии. Петрографическая провинция этих базитов в Баренцево-Северо-Карском регионе имеет в плане неправильную, но, в целом, достаточно изометричную форму, что, с учетом изотопных Sr‒Nd‒Pb характеристик магматитов, позволяет рассматривать их в качестве производных плюмовой активности.

Не исключено, что проявления щелочно-ультраосновного (с карбонатитами) и нефелин-сиенитового магматизма Кольского п-ова, кимберлитоподобных пород и кимберлитов Терского берега этого же полуострова, Зимнего берега Архангельской области и Тимана (?) с датировками 380–370 млн лет, также были связаны с деятельностью теплового потока, идущего из глубинных геосфер Земли, т.е. с деятельностью этого же плюма. Поскольку в границах средне-позднедевонской базитовой провинции выделяются три линейные зоны второго порядка (Канино-Тиманская, Печоро-Колгуевская и Пайхойско-Вайгачско-Новоземельская), то можно предположить, что плюмовый магматизм первоначально в форме рассеянного спрединга сменился затем рифтогенезом с линейно-упорядоченным спредингом, приуроченным к границам разнородных геоблоков, ‒ или эти два процесса протекали одновременно. Все остальные ареалы базитового магматизма этого возраста распространены в прибрежных материковых районах Арктики (на западе – Кольский п-ов и Тимано-Печорская область с о. Колгуев, хребет Пай-Хой, в центральных районах – устье р. Лены, южнее – Вилюйский рифт).

Н.Л. Добрецов [Добрецов и др., 2013] на примере Урало-Монгольского складчатого пояса (Палеоазиатского океана) развивает мысль о том, что все крупнейшие этапы перестройки и закрытия глобальных геоструктур (в частности, Палеоазиатского океана) связаны с масштабными проявления плюмового (в первую очередь, траппового) магматизма – в девоне (Европейский суперплюм), пермо-триасе (Сибирский суперплюм).

Предполагалось, что длительная эволюция Палеоазиатского океана в интервале 950‒250 млн лет была единой, при этом отрицалось развитие структур Урала (Уральского палеоокеана) и других секторов Урало-Монгольского пояса в противофазе [Добрецов, 2008].

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

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

‒ угловые и азимутальные несогласия между этими мегакомплексами;

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

Вместе с тем, бесспорным фактом является существование (от позднего докембрия до позднего палеозоя включительно) океанических бассейнов, располагавшихся между Восточно-Европейской и Сибирской дорифейскими платформами, хотя представления о их прямой унаследованности, т.е. полициклическом развитии допалеозойского (собственно Палеоазиатского) и палеозойского (Уральского) океанических бассейнов, не имеют прямых подтверждений. Масштабные и достаточно кратковременные проявления базитов, в частности, позднеживетско‒раннефранских на Новой Земле, Вайгаче, Пай-Хое и других частях Баренцево-Северо-Карского региона, приурочены к переломным рубежам в геологической истории крупных геоструктур, т.е. к окончанию элсмирской орогении (гипотетический океан Япетус) и началу уральской коллизии [Шкарубо и др., 1999]. Базитовый магматизм проявлялся в пределах разграничивающего их стабильного эпигренвильско‒байкальского геоблока как в форме рассеянного, так и линейно-упорядоченого спрединга (рифтогенеза).

Позднемезозойская базитовая провинция масштабно проявлена на западе высокоширотной Арктики (арх. Земля Франца-Иосифа с окружающей акваторией и с отголосками на севере и в центральной части Новой Земли), и на востоке – о. Беннетта в арх. Новосибирские острова. Базальтоиды арх. Свальбард, арх. Земля Франца-Иосифа, группы о-вов Де-Лонга и Канадских Арктических островов традиционно рассматриваются в рамках одной большой позднемезозойской магматической провинции [Добрецов и др., 2013]. Петрохимические, изотопно-геохимические и геохронологические характеристики свидетельствуют о плюмовой природе магматизма, приведшей к ее формированию в высокоширотных районах Арктики [Блюман, 2005; Кораго и др., 2010].

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

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

Пока отсутствует подтверждение наличия вулканитов позднеюрско‒раннемелового возраста и, возможно, этот магматизм будет сквозным по отношению к западному и восточному звеньям (Арктический суперплюм) или эти звенья являются независимыми, продуцируемыми близко-одновременно двумя (?) раздельными головными частями одного или нескольких плюмов [Добрецов, 2008].

Наиболее глубокая скважина (IODP-302; 428 м) проекта глубоководного бурения ACEX (2004 г.) только в самых низах разреза вскрыла терригенные породы кампана (маастрихта (?)), а редкие псефитовые обломки базальтов и долеритов, встреченные в самом верхнем литологическом комплексе, несут признаки ледового разноса [Крылов и др., 2018; Черных и Крылов, 2017].

Формирование современного рельефа арх. Новая Земля и прилегающего шельфа

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

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

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

В Баренцево-Северо-Карском регионе (БСКР) не отмечается накопления мощных неоген‒четвертичных осадочных толщ, т.е. новообразований молодых впадин с компенсированным осадконакоплением, которые, как правило, являются унаследованными. Новая Земля в кайнозое испытывает восходящие движения, что выражается в лестнице поднятых морских террас плейстоцен‒голоценового возраста [Большиянов и др., 2006; 2009; Mangerud et al., 2008]. Кроме того, на острове Северном архипелага проявлен кайнозойский вулканизм, возраст которого оценивается моложе 10 млн лет [Кораго и др., 2010]. Здесь обнаружен ряд вулканических аппаратов (трубок взрыва), приуроченных к разломам северо-западного простирания.

Различия рельефа Южного, Центрального и Северного блоков

Если, рассматривая докайнозойскую (или даже доюрскую) геологическую историю развития архипелага и принимая во внимание особенности его допалеозойского основания, можно рассматривать эволюцию двух или трех геоблока, то с кайнозойского времени морфологически четко обособляются три блока. Южный и Северный блоки представляют собой прибрежные, в значительной степени пенепленизированные и в дальнейшем террасированные (особенно Южный блок) равнины, тогда как разделяющий их, гораздо более крупный и сложнее устроенный Центральный блок является расчлененной низкогорной территорией с рельефом альпийского типа. Возраст блока на высотах от 600‒800 до 1400‒1600 м установлен как олигоцен‒неогеновый [Красножен и др., 1986]. Начало новейшего воздымания арх. Новая Земля с возрождением горно-складчатых сооружений поздних герцинид‒ранних киммерид началось в олигоцене [Геологическое…, 1984].

Наиболее четко выраженные аккумулятивные или абразионные морские уровни прослеживаются на архипелаге до отметок +300 (+400) м, что связывается с величиной максимальной позднекайнозойской трансгрессии и, возможно, ‒ с последующим неотектоническим или гляциоизостатическим поднятием побережий [Красножен и др., 1986; Мусатов, 1996; Forman et al., 1999]. В пользу значительного вклада собственно неотектонических процессов в формирование современной морфоструктуры архипелага Новая Земля говорит его расчлененность и свидетельства активных знакопеременных движений окружающих Новую Землю шельфов морей Баренцева и Карского [Крапивнер, 2006; 2007]. Новоземельский архипелаг от окружающего шельфа морфологически обособлен глубокими (до –500 м) и контрастными Западно- и Восточно-Новоземельским желобами, происхождение которых дискуссионно. Большинство современных исследователей считают, что желоба обязаны своим происхождением воздействию плейстоценовых ледниковых потоков. Вместе с тем, контуры краевых ледниковых морен на шельфе никак не соответствуют простиранию желобов, их днища свободны от ледниковых образований [Чочиа и Евдокимов, 1993]. На сейсмоакустических профилях, пересекающих желоба, хорошо видны тектонические нарушения, приуроченные к бортам и дну желобов, а очертания желобов полностью повторяют тектонические границы Новоземельского орогена. Все это свидетельствует о неотектонической природе как Западно-Новоземельского, так и Восточно-Новоземельского желобов.

Дискуссионные вопросы генезиса и возраста террас Новой Земли обусловлены в первую очередь различными палеогеографическими представлениями отдельных исследователей о масштабах плейстоценовых оледенений. Одни исследователи, отстаивающие предположение преобладания ледниковых обстановок на Баренцево-Карском шельфе, настаивают на позднеплейстоцен-голоценовом возрасте и гляциоизостатической природе террас архипелага [Forman et al., 1999; Mangerud et al., 2008; Svendsen et al., 2004]. Другие исследователи удревняют возраст наиболее высоких террас до неогена, а их происхождение связывают со сложными трансгрессивно-регрессивными циклами в позднем кайнозое [Красножен и др., 1986; Шкарубо и др., 1999].

Датирование поднятых древних береговых линий проводилось и ранее, но в последние два десятилетия получено большое количество датировок как морских террас Новой Земли, так и озерно-болотных отложений на архипелаге, но значительный разброс в высотных отметках одновозрастных террас на архипелаге пока не объяснен [Большиянов и др., 2006; 2009; Ковалева, 1974; Красножен и др., 1986; Forman et al., 1999; 2004; Serebryanny et al., 1998; Zeeberg, 2001].

По новым данным, береговые линии архипелага Новая Земля высотой 110–118 м имеют возраст 27 000 лет, а высотой 100–115 м – 41 000 лет [Serebryanny et al., 1998]. В то же время, показано, что отложения, залегающие на мысу Кабаньем (о. Южный арх. Новая Земля) лишь на несколько метров выше современного уровня моря, датированы в 25‒26 тыс. лет [Большиянов и др., 2006] (рис. 28). Такой возраст осадков, залегающих практически на уровне моря, противоречит гляциоизостатической гипотезе. Поэтому мы рассматриваем подъем архипелага как неотектонический, сопровождавшийся блоковыми движениями, которые и привели к современному положению одновозрастных морских террас на разных гипсометрических уровнях. Все это свидетельствует о значительной неотектонической активности в позднем кайнозое – как на арх. Новая Земля, так и на шельфе.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

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

Ни на юге, ни на севере Новой Земли следы каледонских тектонических событий не выражены. Вместе с тем, на основании цирконометрии по результатам экспедиции 2005 года [Lorentz et al., 2013] был сделан вывод, что на севере–северо-востоке Новой Земли на рубеже ордовик‒силур произошло значительное изменение источников сноса обломочного материала. Если в кембрий‒ордовикское время преимущественно размывались поздние тиманиды, то, в конце ордовика‒силура и, особенно, от позднего силура в Новоземельский бассейн материал поставляли гренвильские и более древние комплексы; а роль тиманид была незначительна. В досилурийское время, кроме того, размыву подверглись раннекаледонские (?) гранитоиды, при этом положение источников сноса обломочного материала для этих районов неясно.

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

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

Причины, вызвавшие складчатость на Пай-Хое и Новой Земле, дискуссионны. Часть исследователей по-прежнему считают этот регион непосредственным продолжением структур Урала, связывая более молодой возраст складчатости с «косой» коллизией, возраст которой омолаживается в направлении с юга–юго-запада на север – северо-восток. С.В. Руженцев [Руженцев и др., 1999], выделил на Полярном Урале офиолиты и батиальную серию образований позднедевонско‒раннекаменноугольного возраста на основании находок конодонтов в известняках нижнего офиолитового аллохтона массивов Рай-Из и Сыум-Кеу, которые обычно датируются ордовикско-раннесилурийским временем. Полярно-Уральский океан моложе, чем в более южных районах и, возможно, продолжался на север, восточнее Новой Земли, в пределы Южно-Карской котловины, различия в развитии Новой Земли и Полярного Урала наметились только в позднем палеозое [Руженцев и др., 1999]. Однако, и при такой трактовке причины и время проявления складчатых деформаций в Пайхойско-Новоземельской складчатой системе не находят достаточных объяснений.

Л.Г. Павлов и В.В. Орго [Орго и Каленич, 2004] объясняют структуру Новой Земли результатом сочленения ряда микроблоков. Согласно их взглядам, в допалезойское время произошло столкновение Южного и Северного (за исключением его современной северо-восточной оконечности) блоков. В позднем палеозое к ним причленился Северо-Восточный микроблок, а в частях осевых зон в раннем мезозое произошла складчатость при коллизии микроплит в результате спрединговых процессов, произошедших в гипотетическом Обском океане [Аплонов, 1989].

Ю.Д. Шульга [Орго и Каленич, 2004] считает складчатые процессы на Новой Земле результатом интенсивного подъема в раннем мезозое мантийного диапира (или даже нескольких диапиров) – на юге и севере Карского моря и на юге Баренцева моря, компенсированного по принципу изостазии образованием над ним области растяжения и осадконакопления, что повлекло за собой сжатие на арх. Новая Земля, а, возможно, и на п-ов Таймыр.

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

И.С. Грамберг [Баренцевская…, 1987] считал, что в числе геологических факторов, контролирующих время образования глубоководных впадин, общее поднятие шельфовых зон Северного Ледовитого океана в палеогене и неогене, которое рассматривалось как движение, компенсирующее образование глубоководных впадин.

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

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Андреева И.А., Бондарев В.И. Нижний-средний палеозой центральной части Новой Земли. ‒ В кн.: Палеонтологическое обоснование расчленения палеозоя и мезозоя арктических районов СССР. ‒ Под ред. В.И. Бондарева ‒ Л.: Севморгеология, 1983. С. 5–16.

2. Аплонов С.В. Палеогеодинамика Западно-Сибирской плиты // Советская геология. 1989. № 7. С. 27–36.

3. Баренцевская шельфовая плита. ‒ Под ред. И.С. Грамберга ‒ Л.: Недра, 1987. 263 с. (Тр. ПГО “Севморгеология”. 1987. Т. 196).

4. Блюман Б.А. Концепция плюмов: современное состояние и альтернативы // Региональная геология и металлогения. 2005. № 26. С. 185‒194.

5. Большиянов Д.Ю., Анохин В.М., Гусев Е.А. Новые данные о строении рельефа и четвертичных отложений архипелага Новая Земля. ‒ В кн.: Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. ‒ Под ред. Г.П. Аветисова ‒ СПб.: ВНИИОкенгеология, 2006. С. 149‒161 (Тр. ВНИИОкеангеология. 2006. Вып. 6).

6. Большиянов Д.Ю., Погодина И.А., Гусев Е.А., Шарин В.В., Алексеев В.В., Дымов В.А., Анохин В.М., Аникина Н.Ю., Деревянко Л.Г. Новые данные по береговым линиям архипелагов Земля Франца Иосифа, Новая Земля и Шпицберген // Проблемы Арктики и Антарктики. 2009. Т. 82. № 2. С. 68‒77.

7. Бондарев B.И. Пайхойско-Новоземельская складчатая система. ‒ В кн.: Тектоника Европы. ‒ Под ред. А.А. Богданова ‒ М.: Наука, 1964. С. 255‒259.

8. Геологическое строение СССР. ‒ Т. 9. ‒ Моря Советской Арктики. ‒ Под ред. И.С. Грамберга, Ю.Е. Погребицкого ‒ Л.: Недра, 1984. 280 с.

9. Геология СССР. ‒ Т. XXVI. ‒ Острова Советской Арктики. ‒ Под ред. Б. В. Ткаченко, Б.X. Егиазарова ‒ М.: Недра, 1970. 548 с.

10. Добрецов Н.Л. Геологические следствия термохимической модели плюмов // Геология и геофизика. 2008. Т. 49. № 7. С. 1126‒1144.

11. Добрецов Н.Л., Верниковский В.А., Карякин, Кораго Е.А., Симонов В.А. Мезозойско-кайнозойский вулканизм и этапы геодинамической эволюции Центральной и Восточной Арктики // Геология и геофизика. 2013. Т. 54. № 8. С. 1126‒1144.

12. Ковалева Г.А. Современные движения полуострова Адмиралтейства (Северный остров Новой Земли). ‒ В кн.: Геотектонические предпосылки к поискам полезных ископаемых на шельфах Северного Ледовитого океана. ‒ Под ред. И.С. Грамберга, В.М. Лазуркина, М.Г. Равича, Б.В. Ткаченко ‒ Л: НИИГА, 1974. С. 87‒93.

13. Кораго Е.А., Евдокимов А.Н., Столбов Н.М. Позднемезозойский и кайнозойский магматизм северо-запада континентальной окраины Евразии. ‒ Под ред. В.Д. Каминского – СПб.: ВНИИОкеангеология, 2010. 174 с. (Тр. ВНИИОкеангеология. 2010. Т. 215).

14. Кораго Е.А., Ковалева Г.Н., Ильин В.Ф., Платонов Е.Г. Докембрий Новой Земли // Отечественная геология. 1993. № 2. С. 36‒48.

15. Крапивнер Р.Б. Быстрое погружение Баренцевского шельфа за последние 15‒16 тысяч лет // Геотектоника. 2006. № 3. С. 39‒51.

16. Крапивнер Р.Б. Признаки неотектонической активности Баренцевоморского шельфа // Геотектоника. 2007. № 2. С.73‒89.

17. Красножен А.С., Барановская О.Ф., Зархидзе B.C., Малясова Е.С. Стратиграфия и основные этапы геологического развития архипелага Новая Земля в кайнозое. ‒ В кн.: Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. ‒ Л.: Севморгеология, 1986. С. 23‒26.

18. Крылов А.А., Гусев Е.А., Миролюбова Е.С., Черных А.А. Геологическое и палеоокеанологическое значение псефитового материала из мел‒кайнозойских отложений приполюсной части хребта Ломоносова // Проблемы Арктики и Антарктики. 2018. Т. 64. № 2. С. 182‒199.

19. Леонов Ю.Г. Тектоническая природа девонского орогенеза. ‒ М.: Недра, 1979. 193 с.

20. Меланхолина Е.Н. Тектонотип вулканических пассивных окраин в Норвежско-Гренландском регионе // Геотектоника. 2008. № 3. С. 73‒96.

21. Мусатов Е.Е. Неотектоника арктических континентальных окраин // Физика Земли. 1996. № 12. С. 72‒78.

22. Орго В.В., Каленич А.П. Тектоническое строение складчатых комплексов, Геодинамическин реконструкции ‒ В кн.: Новая Земля и остров Вайгач. Геологическое строение и минерагения. ‒ Под ред. Ю.Е. Погребицкого. ‒ СПб.: ВНИИОкеангеология, 2004. 174 с. (Тр. НИИГА‒ВНИИОкеангеология. 2004. Т. 205).

23. Повышева Л.Г., Устрицкий В.И. Фациальная зональность в верхнепермских осадках на Новой Земле // Литология и полезные ископаемые. 1988. №4. С. 105‒111.

24. Рекант П.В., Гусев Е.А., Артемьева Д.Е., Зархидзе Д.В., Шкарубо С.И. Подводные границы Новоземельского оледенения по сейсмоакустическим данным. ‒ В кн.: Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. ‒ Мат-лы X Всерос. совещ. По изучению четвертичного периода. Москва 25–29 сентября 2017 г. – М.: ГЕОС, 2017. С. 332‒334.

25. Руженцев С.В., Аристов В Л, Кучерина П.М. Верхнедевонско-каменноугольные офиолиты и батиальная серия Полярного Урала // ДАН. 1999. Т. 365. № 6. С. 802‒805.

26. Соболевская Р.Ф., Ковалева Г.Н., Труфанов Г.В., Матвеев В.П. Ордовикские и силурийские отложения северо-восточной оконечности Новой Земли // Советская геология. 1990. № 5. С. 66‒74.

27. Соболевская Р.Ф., Корень Т.Н. Граптолиты ордовика и силура Новой Земли. ‒ В кн.: Атлас зональных комплексов ведущих групп раннепалеозойской фауны севера России: Граптолиты, трилобиты. ‒ СПб.: ВСЕГЕИ, 1997. С. 5‒10.

28. Устрицкий В.И. Возраст, тектоническая природа и основные черты палеозойской истории Восточно-Баренцевского мегапрогиба. ‒ В кн.: 60 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. ‒ Под ред. В.Л. Иванова ‒ СПб.: ВНИИОкеангеология, 2008. С. 86‒92.

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

30. Чочиа Н.Г., Евдокимов С.П. Палеогеография позднего кайнозоя Восточной Европы и Западной Сибири (ледниковая и ледово-морская концепции). ‒ Под ред. Н.Г. Чочиа ‒ Саранск: МордовГУ, 1993. С. 248‒271.

31. Шкарубо С.И., Орго В.В., Лопатин Б.Г. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. ‒ М-б 1 : 1000000 (новая серия). ‒ Лист S- 38–40 – пр. Маточкин Шар. ‒ СПб.: ВСЕГЕИ, 1999.

32. Corfu F., Svensen H., Neumann E-R., et al. U‒Pb and geochemical evidence for a Cryogenian magmatic arc in central Novaya Zemlya, Arctic Russia // Terra Nova. 2010. Vol. 22. No 2. P. 116‒124.

33. Forman S., Lubinski D., Zeeberg J., Polyak L., Miller G. et al. Postglacial emergence and Late Quaternary glaciation on northern Novaya Zemlya, Arctic Russia // Boreas. 1999. Vol. 28. No 1. P. 133‒145. https://doi.org/10.1111/j.1502-3885.1999.tb00210.x

34. Forman S.L., Lubrus D.J., Ingolfsson J., Zeeberg J.J., Snyder J.A. A review of postglacial emergence on Svalbard, Franz Josef Land and Novaya Zemlya, northern Eurasia // Quaternary Sci. Rev. 2004. No. 21. P. 1391–1434. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2003.12.007

35. Gee D., Pease V. The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. (Geol. Soc. London. Mem. 2004. Vol. 30), P. 1‒3.

36. Korago E.A., Kovaleva G.N., Lopatin B.G., Orgo V.V. The Precambrian rocks of Novaya Zemlya. ‒ In: The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica.‒ Ed. by D. Gee, V. Pease, (Geol. Soc. London, 2004), P. 135‒143.

37. Lorenz H., Gee D., Korago E., Kovaleva G., et al. Dertitical zircon geochronology of Paleozoic Novaya Zemlya key to understanding the basement of the Barents Shelf // Terra Nova. 2013. P. 496‒503.

38. Mangerud J., Kaufman D., Hansen J., Svendsen J-I. Ice free conditions in Novaya Zemlya 35000‒30000 cal. years B.P. as indicated by radiocarbon ages and amino acid racemization evidence from marine mollusks // Polar Research. 2008. Vol. 27. P. 187‒208. https://doi.org/10.3402/polar.v27i2.6176

39. Pease V., Scott R.A. Crustal affinities in the Arctic Uralides, Northern Russia: significance of detrital zircon ages from Neoproterozoic and Paleozoic sediments in Novaya Zemlya and Taimyr // J. Geol. Soc. London. 2009. Vol. 166. P. 517‒527.

40. Serebryanny L., Andreev A., Malyasova E., Tarasov P., Romanenko F. Lateglacial and early-Holocene environments of Novaya Zemlya and the Kara Sea Region of the Russian Arctic // The Holocene. 1998. Vol. 8. No 3. P. 323‒330. https://doi.org/10.1191/095968398677085532

41. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V. et al, Late quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quaternary Sci. Rev. 2004. Vol. 23. No. 11–13. P. 1229‒1271.

42. Zeeberg J. Climate and glacial history of the Novaya Zemlya Archipelago, Russian Arctic. ‒ Ed. by S.L. Forman, (Amsterdam, Spatie, 2001), 174 p.

43. GEBCO, https://www.gebco.net/data_and_products/(accessed November 1, 2021).

GEOLOGICAL STRUCTURE OF THE ARCHIPELAGO NOVAYA ZEMLYA (WEST OF RUSSIAN ARCTIC) AND TECTONICS OF THE EURASIAN ARCTIC

E.A. Korago¹, G.N. Kovaleva¹, R.A. Schekoldin², V.F. Il’in³, E.A. Gusev¹, A.A. Krylov¹, D.A. Gorbunov¹

1 - Gramberg All-Russia Scientific Research Institute for Geology and Mineral Resources of the Ocean (VNIIOKEANGEOLOGIA), Saint-Petersburg, Russia

2 - Saint Petersburg Mining University, Saint-Petersburg, Russia

3 - Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), Saint-Petersburg–Lomonosov, Russia

In our research, the structure and tectonics of the archipelago Novaya Zemlya which is situated in the west Russian Arctic and is a part of the Eurasian Arctic are considered: (i) age of the Pre-Paleozoic basement of the North block of the archipelago and the geodynamic sedimentation conditions in its northern end, where many kilometers of turbidite sedimentary strata accumulated in the paleobassin during the Late Vendian-Silurian; (ii) the significance of Caledonian tectogenesis in the geological history of the archipelago; (iii) the age and causes of the Late Hercynian (?)-early Cimmerian orogeny in the Novaya Zemlya archipelago and the relationship of the archipelago structures with the structures of the Urals; (iv) the age and causes for the formation of the modern relief of the Novaya Zemlya archipelago; (v) evidences of active movements of the shelves of the Barents and Kara Seas surrounding Novaya Zemlya. The age of the most ancient rock dating in the area of the Main Novaya Zemlya Fault corresponds to the Vendian (598 ± 26; 609 ± 4 Ma), and the model age of the protolith is estimated at 1 Ga. Two blocks have been established for the Precambrian (North and South) and three – for Middle-Late Paleozoic (North, Central and South). The Middle-Late Paleozoic stage is considered as a reflection of the tectonic-magmatic activation manifested in the Caledonides of Greenland and Scandinavia. The episodes of basic and granitoid magmatism in the intervals of 730–690 and 610–590 Ma indicate the presence of blocks of the former Arctida (?) in the west (Novaya Zemlya), in the central part (Severnaya Zemlya) and in the east (Novosibirsk Islands and Wrangel Island) of the modern Arctic. Basic areal (plume) magmatism occurred in the Late Devonian, in the Late Permian-Early Triassic and Late Mesozoic. The features of the geological structure of the Novaya Zemlya archipelago strictly correspond to the three orographic areas (tectonic blocks) of the archipelago. The Western and Eastern Novaya Zemlya troughs are the tectonic pairs with the Novaya Zemlya orogen. The heights of the dated sea terraces indicate significant rates of neotectonic uplift of the archipelago.

Keywords: Eurasian Arctic, Novaya Zemlya archipelago, Novaya Zemlya orogen, age of the Precambrian basement, granitoids of the Mityushev Stone and the Zapasov Mountain, basic and granitoid magmatism of the Late Precambrian, plume magmatism of the Devonian, Permo-Triassic and Late Mesozoic, geomorphology, orography, quaternary deposits, marine terraces, neotectonics

Ссылка на статью:

Кораго Е.А., Ковалева Г.Н., Щеколдин Р.А., Ильин В.Ф., Гусев Е.А., Крылов А.А., Горбунов Д.А. Геологическое строение архипелага Новая Земля (запад российской Арктики) и особенности тектоники евразийской Арктики // Геотектоника. 2022. № 2, с. 21–57. doi:10.31857/S0016853X22020035