Е.А. Кораго, Н.М. Столбов, В.Ф. Проскурнин

МАГМАТИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ ОСТРОВОВ ЗАПАДНОГО СЕКТОРА РОССИЙСКОЙ АРКТИКИ

УДК [552.11:551.42](985-15)

скачать *pdf

 

 

Изучение геологии арктических островов имеет практическое и научное значение. Первое определяется перспективностью шельфа омывающих их акваторий на углеводородное сырье, а самих островов - на твердые полезные ископаемые (в первую очередь цинк и свинец с серебром, золото, олово, марганец и др.); второе состоит в систематизации материала по геологическому строению и магматизму Северной высокоширотной области, который является одним из «кирпичиков» при создании непротиворечивой фанерозойской геодинамической модели развития Арктики.

Магматические комплексы хоть и имеют (за исключением архипелага Земля Франца-Иосифа) небольшие (менее 5%) площади распространения, однако, наряду с осадочными отложениями, являются реперами для экстраполяции их геологических (в первую очередь петрогеохимических) особенностей на окружающий шельф, фиксируя переломные рубежи в геологической истории отдельных островов или всей Арктики в целом.

Земля Франца-Иосифа. Архипелаг Земля Франца-Иосифа (ЗФИ) приурочен к обособленному окраинно-шельфовому поднятию на севере Баренцево-Карской шельфовой плиты. Поднятие ЗФИ было сформировано в мезозое–кайнозое. Отложения его складчатого фундамента (нагурская серия неопротерозойского, скорее, довендского возраста) интенсивно дислоцированы и метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации регионального метаморфизма.

Рисунок 1

Чехол представлен палеозойскими (силур-нижнепермскими) карбонатно-терригенными и мезозойскими (триас-меловыми) терригенными отложениями морского, мелководно-морского и континентального генезиса. В поздней юре - раннем мелу на нем широко проявился деструктивный тектогенез, сопровождавшийся основным магматизмом. На ЗФИ установлено широкое развитие магматических образований, в совокупности представляющих трапповую (долерит-базальтовую) формацию (рис. 1). Траппы представлены покровами, потоками, силлами, дайками и жерловыми фациями вулканических аппаратов, в ряде случаев - небольшими штоками субвулканических образований. Преобладают порфировые и гломеропорфировые разности безоливиновых базальтоидов. Плагиоклаз и моноклинный пироксен представлены минеральными индивидами двух-трех генераций. Номер плагиоклаза соответствует лабрадору-битовниту. Клинопироксен в подавляющем большинстве случаев представлен авгитом. Ортопироксен встречается спорадически. Всем породам в той или иной степени присуща вкрапленность рудного минерала, в них отмечаются толеитовая, пойкилоофитовая, интерсертальная и долеритовая структуры. Обычны массивная и миндалекаменная текстуры. Интрузивные и субвулканические разности пород от эффузивных отличает гораздо лучшая раскристаллизованность основной массы [Столбов, 2005]. Нами на архипелаге ЗФИ было выделено два конкретных магматических комплекса (табл. 1).

Таблица 1

Грили-винер-нейштадтский вулканический комплекс умереннощелочных базальтов-андези-базальтов (название от островов Грили и Винер-Нейштадт) наиболее развит на северо-востоке архипелага (острова Грили, Винер-Нейштадт, Джексона, Пайера и др.), где образует небольшое по площади компактное поле развития. В состав комплекса входят лейкобазальты, умереннощелочные базальты и долериты, андезибазальты, реже - трахиандезибазальты и андезидациты, монцодиориты. На о. Винер-Нейштадт умереннощелочные базальтоиды встречены на мысах Васильева и Тироль и на ряде нунатаков. На о. Грили представители комплекса известны на мысах Анучина, Овчинникова, Городкова и др. На островах Джексона (мысы Норвегия, Олье и др.) и Пайера (мыс Рузвельта) распространена относительно «кислая» породная группа комплекса.

Субвулканическую фацию комплекса составляют глубинные комагматы эффузивных пород, слагающие штоки, некки, силлы, дайки. Штоки и некки обычно хорошо отпрепарированы. Петротипом для выделения данного подразделения послужили умереннощелочные микродолериты cкалы Рубини (о. Гукера): свежие породы с порфировидной структурой, где немногочисленные фенокристы плагиоклаза помещены в тонко и равномерно раскристаллизованную основную массу. Для пород штока (так же как и для мощных силлов) характерна столбчатая отдельность - параллельно-шестоватая и в виде вееро- и вихреобразно расходящихся пучков шести- и пятиугольных призм.

Умереннощелочным субвулканическим породам cкалы Рубини аналогичны породы небольших штоков и даек (реже силлов) на островах Королевского Общества, Бромидж, Гохштеттера, Шенау, Этеридж, Матильды, Брэди, Ньюкомба и др. К этой же породной группе условно можно отнести субщелочные породы штока о. Джефферсона, лакколита (?) о. Елизаветы, дайки с мыса Рогатого о. Ла-Ронсьер и, вероятно, пластовые интрузии (элювиальные развалы) с о. Гейдж. Последние являются самыми «щелочными» в ряду умереннощелочных основных пород.

Среди многочисленных позднеюрско-раннемеловых датировок возраста грили-винер-нейштадтского комплекса отметим датировку, полученную для умереннощелочных базальтов, слагающих дайку гор Вюллерсторфа (о. Земля Вильчека). При исследовании одного и того же образца двумя разными методами были получены практически совпадающие результаты: 129±20 млн лет (Sm-Nd-метод, изохрона по Pir, валу и Pl; геохимическая лаборатория Канзасского университета, США) и 130±2 млн лет (Ar-Ar, вал; термохронологическая лаборатория Хьюстонского университета, США). Именно такие датировки, полученные разными методами для одного образца, Петрографический кодекс позволяет считать достоверными [Петрографический…, 2008].

Луиджи-гукеровский вулканический комплекс толеитовых базальтов-долеритов (название от островов Луиджи и Гукера) на ЗФИ распространен практически повсеместно (за исключением мелких северо-восточных островов). Наиболее полно толеитовый комплекс изучен на островах Гукера, Луиджи, Земля Георга, Земля Александры (скважина Нагурская), Чамп и др. Как правило, наряду с преобладающей покровной фацией, в состав единых пакетов толеитового комплекса входят силлы. Встречающиеся секущие интрузии представлены маломощными дайками, выполнявшими роль подводящих каналов. На о. Гукера среди покровных базальтов выделяются афировые, порфировые и гломеропорфировые разности. Семь покровов плагиофировых толеитовых базальтов небольшой мощности (8–20 м) описаны на юге о. Луиджи. Представители толеитового комплекса широко развиты на о. Земля Георга (полуостров Армитидж, мысы Университетский, Иогансена, Нансена, Раздельный, Янченко, Стивенс, скалы Полосатые и др.). Химические составы базитов островов Гукера, Земля Георга и Луиджи очень близки, что позволяет объединить их в единый вулканический комплекс. Покровные базальты этих островов относятся к низкокалиевым толеитам (K2O <0,4%). Содержание двуокиси титана в толеитах о. Луиджи и о. Гукера выше, чем в толеитах о. Земля Георга, базальты о. Гукера обладают относительно более низкой глиноземистостью, а базиты о. Луиджи - наибольшей магнезиальностью при прочих вполне сопоставимых содержаниях петрогенных оксидов [Кораго и др., 2010]. Имеющиеся возрастные датировки луиджи-гукеровского комплекса преимущественно альб-аптские. Получена одна прецизионная датировка долеритового силла из скважины Северная (о. Греэм-Белл, интервал 1893,6–1898,9 м) по бадделеиту (206Pb/238U) - 121,5±0,3 млн лет [Corfu et al., 2013].

В результате анализа фациальных взаимоотношений были произведены палеовулканические реконструкции. Остатки вулканических аппаратов типа шлаковых конусов обнаружены в районе юго-восточного окончания скал Неприступных (о. Солсбери) и на о. Галля в районе скал Заварицкого. Судя по набору характерных вулканических фаций на мысах Брайса и Побежимова о. Циглера, на мысе Диллон о. Мак-Клинтока, здесь также присутствуют остатки вулканических построек центрального типа.

На островах Галля (полуостров Литтров, мыс Франкфурт), Земля Вильчека (мыс Хефера) и Бергхауз обнаружены своеобразные эксплозивные вулканические породы кирпично-красного цвета со шлаковой текстурой. Их структурно-текстурные характеристики, рекуррентная природа части пирокластики, присутствие бомбоидов свидетельствуют о вулканических образованиях взрывного характера (фреатомагматические трубки взрыва неглубокого заложения). Геофизические материалы подтверждают трубочную природу изученных объектов, предполагая для них диаметр до 100 м и глубину канала 500–600 м [Государственная…, 2006, 2011].

В районе скал Заварицкого палеовулканическая зона представлена пакетом тесно сближенных субпараллельных даек, внедрившихся в пирокластовую толщу, юго-восточное окончание континентально-спрединговой [Вертикальная…, 2002] зоны скал Заварицкого установлено на мысе Тегетгофф. На северном побережье о. Хейса выявлен пакет параллельных даек, состоящий из не менее чем десяти единичных внедрений магматического вещества мощностью от 0,5 до 1,5 м каждое. В пластинах микродолеритов обнаруживается односторонняя закалка, однозначно свидетельствующая в пользу неоднократно подновлявшегося раскрытия ранее залеченной трещины и поступления туда новой порции магматического расплава [Кораго и др., 2010].

Различия двух выделенных вулканических комплексов четко выражены в химизме. Эти различия находятся в соответствии с особенностями минерального состава пород магматических комплексов. Плагиофировые толеитовые базальты, долериты и габбро-долериты характеризуются повышенными содержаниями Al2O3, CaO и MgO.

Пироксен-плагиофировые умереннощелочные базальты и андезибазальты, в свою очередь, обогащены TiO2, P2O5 и щелочами. В геохимическом отношении комплекс умереннощелочных базальтов-андезибазальтов обогащен некогерентными, включая редкоземельные (РЗЭ), элементами, а также летучими. Комплекс толеитовых базальтов характеризуется повышенными содержаниями Cu, Cr, Ni. Магматические комплексы ЗФИ характеризуются типичным для континентальных платобазальтов распределением редкоземельных элементов с существенным обогащением легкими РЗЭ. Величина отношений (La/Sm)N и (La/Lu)N уменьшается, соответственно, от 2,30 и 7,38 в обогащенных калием разновидностях базальтов до 1,51 и 2,68 в низкокалиевых толеитах, что может свидетельствовать об увеличении степени плавления материнского субстрата от первых ко вторым [Чернышева и др., 2003].

Для умереннощелочного комплекса пород получены близкие к нулю значения εSr, умеренно-положительные - εNd (0,39–5,48) и сравнительно высокие - 206Pb/204Pb (18,84–19,26), 207Pb/204Pb (15,55–15,60) и 208Pb/204Pb (38,68–39,13). Для представителей комплекса толеитовых базальтов характерны положительные значения (1,56–6,80) εSr и εNd, а также менее радиогенный состав свинца. На изотопных диаграммах фигуративные точки базальтоидов ЗФИ располагаются в пределах вариаций изотопных отношений для базитов океанических островов, тем самым подтверждая представления об общности их происхождения.

По своим изотопно-геохимическим характеристикам базальтоиды ЗФИ являются производными разноглубинного магматизма, продуцируемого разными глубинными доменами. Для пород комплекса умереннощелочных базальтов источником родоначальной магмы мог быть домен с характеристиками EM-II, для пород комплекса толеитовых базальтов - деплетированная мантия с характеристиками N-MORB. В конечном счете именно результат взаимодействия на мантийном уровне различных по изотопно-геохимическому составу расплавов (смешение мантийных доменов) и неодинаковая контаминация их коровым материалом позволяют подразделить базиты ЗФИ на два различающихся по изотопии и химизму вулканических комплекса [Левский и др., 2006].

Полученные геохимические данные свидетельствуют о формировании обогащенных щелочами (прежде всего калием) пород на относительно больших глубинах при низкой степени плавления вещества субстрата и более обширном выплавлении низкокалиевых толеитов в условиях малых глубин. Вероятно, образование пород комплекса умереннощелочных базальтов-андезибазальтов отвечало режиму растяжения, а пород комплекса низкокалиевых базальтов-долеритов - режиму раскола литосферной плиты [Чернышева и др., 2003].

Широкое развитие преимущественно толеитового и умереннощелочного базитового магматизма позднемезозойского возраста на севере Баренцевского региона вместе с соответствующими изотопно-геохимическими метками свидетельствует в пользу решающей роли плюмовой составляющей в формировании верхнеюрско-нижнемеловой трапповой провинции на месте ЗФИ с двумя пиками активности: в конце баррема - начале апта и в альбе - начале позднего мела [Столбов, 2011].

В работе [Ершова и др., 2017] проанализированы данные по цирконам из пяти галек кислых пород (гранитов, плагиогранитов, риолитов), отобранных из прослоев галечников (конгломератов) в низах нижнеюрских отложений тегетгоффской свиты. Авторами вышеупомянутой статьи сделано предположение, что источником сноса могло выступать одно из горстообразных поднятий северо-восточного простирания фундамента ЗФИ. Полученный возраст (конкордантный) цирконов - 363±1,1, 328,4±1,1, 345,3±0,81, 282±2,0, 260±2 млн лет.

На сегодняшний день неизвестны факты, говорящие о тектонической активизации на ЗФИ в связи с элсмирским либо с герцинским орогенезом, с которой можно было бы связать этот кислый магматизм, как это сделано в работе [Ершова и др., 2017]. Ранее показано [Костева, 2002], что в тегетгоффское время снос шел с севера и северо-востока с крупной, длительно существовавшей суши, на которой было возможно проявление кислого магматизма позднепалеозойского возраста (рис. 2).

Рисунок 2

Новая Земля в современной структуре Северного Ледовитого океана представляет собой возрожденное олигоцен-плиоценовое поднятие, разделяющее акватории Баренцева и Карского морей. Ее складчато-надвиговая структура, сложенная стратифицированными образованиями палеозоя и низов триаса, создана позднегерцинско-раннекиммерийским (вероятно, предъюрским) орогенезом [Бондарев, 1964; Коragо, Коvaleva et al., 2004; Каленич и др., 2004, и др.] (рис. 3, табл. 2).

Рисунок 3     Таблица 2

По возрасту допалеозойского основания, характеру и условиям формирования структурно-вещественных комплексов палеозоя выделяется по крайней мере два блока: Южный и Северный с условной границей по северо-западному продолжению зоны Байдарацкого глубинного разлома [Пономарёв, Романова, 1983] (рис. 4). Если возраст допалеозойского основания Южного блока устанавливается по четко выраженному угловому и азимутальному несогласию между ордовиком и вендом [Бондарев, 1964; Ковалева и др., 1984] с уточненной по цирконометрии нижней границей докембрия [Pease and Scott, 2009], то представления о допалеозойском основании Северного блока менее определенны. Так, на западе центральных районов, в зоне Главного Новоземельского разлома, есть узкие «клинья» сильно тектонизированных пород, метаморфизованных в условиях эпидот-амфиболитовой и верхов амфиболитовой фаций. Ранее из кристаллических сланцев, гнейсов и метабазитов методом термоионной эмиссии по циркону были получены датировки низов и середины мезопротерозоя [Кораго, Чухонин, 1988]. Вместе с тем более поздняя и представительная цирконометрия датирует эти образования поздним рифеем - вендом (криогением–эдиакарием). Более того, есть основания предполагать, что метаморфизм здесь в значительной степени является динамическим: мрамора образовались по известнякам нижнего девона, кристаллические сланцы и гнейсы - по глинистым сланцам и песчаникам нижнего-среднего девона, а докембрийские датировки получены из цирконов осадочных пород, тонко инъецированных гранитоидным материалом раннемезозойского возраста, поскольку малые тела и дайки лейкогранитов этого возраста прослеживаются с перерывами вдоль зоны разлома на расстояние более 200 км. Кое-где (район губ Митюшиха, Южная и Северная Сульменёва) они так тонко инъецируют существенно терригенные толщи силура, что визуально их трудно диагностировать и установить первичную осадочную или магматическую природу пород.

Рисунок 4

Наконец, на крайнем севере Новой Земли обнажаются многокилометровые осадки флишоидного и молассоидного типов с трилобитами кембрия и граптолитами большинства зон ордовика и силура [Соболевская и др., 1990]. Кембрийские слои подстилаются ритмичными осадками близкого состава, в которых Н.С. Михайловой (ИГиГД РАН) были установлены акритархи предположительно венда [Кораго и др., 1993]. Однако последние сборы не подтвердили наличия в породах микрофоссилий, датирующих возраст пород, испытавших прогрев более 150 °С (устное сообщение Е.Ю. Голубковой, ИГиГД РАН); к тому же в нижней части разреза кембрия есть детритовые цирконы с возрастом 550 и 530 млн лет [Lorentz et al., 2013].

Магматические образования представлены породами: позднего рифея - венда (митюшевский гранитоидный комплекс) с реликтами магматитов, вероятно, более ранней консолидации, один из которых условно выделен в самостоятельный позднерифейский якорнинский метабазитовый комплекс; верхов венда - низов кембрия? (русановский габбро-долеритовый); (среднего)-позднего девона (позднеживетско-раннефранская базальт-долеритовая вулкано-плутоническая ассоциация; костин-шарский комплекс); раннего мезозоя (сарычевский аляскит-лейкогранитовый и черногорский монцодиорит-гранодиорит-гранитный комплексы; раховский и рогачевский лампрофировые комплексы малых тел и даек камптонит-вогезитов и керсантитов-минетт; безымянинский пикродолерит-трахидолеритовый комплекс); позднего(?) мезозоя (желанинский габбро-долеритовый комплекс) и позднего плиоцена (вершининский ультрабазит?-базитовый комплекс) (рис. 5).

Рисунок 5

Гранитоиды позднего рифея - венда (митюшевский гранитоидный комплекс) с реликтами магматитов, вероятно, более ранней консолидации. Наиболее ранние из установленных магматитов обнажены в субмеридиональной зоне Главного Новоземельского разлома на западном берегу о. Северный в губах Сев. Сульменёва, Митюшиха. В губе Митюшиха они представлены гранитоидами массива Митюшев Камень площадью около 50 км2 и локальными выходами несколько более древних (позднерифейских) аляскитовых плагиогранитов и метабазитов. Последние условно выделены нами в якорнинский метабазитовый комплекс. Эти образования интрудированы митюшевскими гранитами, на контакте с которыми возникают гибридные разности, в силу чего петрогеохимические особенности пород этого комплекса расплывчаты (табл. 3, № 1–5).

Таблица 3

Первые упоминания о массиве есть у О. Хольтедаля [1931] и Н.Н. Мутафи [1941]. В 1981 г. его посетил один из авторов статьи [Кораго, 1984]. В районе мыса Запасова граниты перекрыты грубообломочными отложениями с корой выветривания(?), содержащей гальку и валуны гранитов. В настоящее время имеется достаточно обширная цирконометрия, датирующая митюшевские граниты поздним рифеем - вендом (криогением–эдиакарием). По-видимому, граниты митюшевского типа обнажаются и севернее (в губе Сев. Сульменёва), где ранее методом термоионной эмиссии по циркону получена датировка 1300±90 млн лет, а из мусковита по K-Ar - 584±27 млн лет. Однако более поздняя цирконометрия из этих гранитов близка возрастам Митюшева Камня либо несколько более древняя, но тоже неопротерозойская. U-Pb-датировки цирконов из скарнированных метабазитов и существенно амфиболовых пород (вторичных «горнблендитов»), прорываемых как молодыми (раннемезозойскими), так и митюшевскими гранитами, - 618±8 и 711±8 млн лет, а K-Ar-методом по амфиболу - 645±53 млн лет. Цирконометрия из четырех образцов о. Хольтедаля [Corfu et al., 2010], одна из которых (кварцевый диорит) с севера пролива Маточкин Шар, а три из долеритов губы Машигина, - 701,1±1,7 (200±100), 704±5 (200±100), 706±14 (200±100), 717±8 (227±170) млн лет противоречит геологическим данным, так как в районе Маточкина Шара диориты прорывают фаунистически охарактеризованные известняки девона, а в губе Машигина долериты образуют силлы (а не дайки, как пишут авторы статьи) в песчано-глинистых и вулканогенно-осадочных породах с органическими остатками среднего и верхнего девона, имея с ними активные контакты. Никаких shear zone, о которых пишет Ф. Корфу и соавторы, здесь нет. Соответственно, вопрос о присутствии в зоне разлома домитюшевских долеритов (диабазов, по их терминологии) остается открытым.

По приведенному материалу более или менее уверенно можно говорить о присутствии на западе о. Северный лишь позднерифейско-вендских гранитов. Петрохимические особенности позволяют отнести их бóльшую часть к аляскитовым разностям и лейкогранитам (SiО2 - до 75–77%, Na2O+K2O - до 9% при K>Na). В лейкоплагио-гранитах по периферии массива соотношения щелочей обратные; некоторые разности здесь ближе гранодиоритам и монцодиоритам-монцонитам. В целом породы характеризуются умеренной и нормальной щелочностью K-подтипа Na-K-типа и весьма высокой глиноземистостью (al’ >2–6), а их геохимическая специализация носит редкометалльно-редкоземельный характер. Вместе с тем практически все породы Митюшева Камня в зоне Главного Новоземельского разлома подверглись динамотермальному метаморфизму с образованием порфиробластических гранитоидов, катаклазитов, бластомилонитов и кремниевому, кремне-калиевому метасоматозу, которые могли изменить первичный состав магматитов в сторону их значительной аляскитизации. В фанерозое они претерпели две (или даже три) тектоно-термальные переработки, на что указывают изотопия (K-Ar-метод) и декрепитация. По-видимому, наиболее поздние преобразования привели к частичному переплавлению древних гранитоидов с внедрением густой сети жил и прожилков соскладчатых раннекиммерийских аплитовидных гранитов, вызвавших сильную гранитизацию как магматических, так и осадочных пород с предполагаемой нами эксгумацией древних U-Pb (Pb-Pb) изотопных меток и заражением ими более молодых пород, с одной стороны, и, наоборот, «стиранием» более поздних изотопных меток, с другой стороны; то есть граниты Митюшева Камня являются полигенными и полихронными образованиями. На диаграмме И. Маеды [Maeda, 1990] для разделения гранитов на J-, S-, А-типы по [Chappel, White, 1992] (рис. 6) абсолютное большинство фигуративных точек составов попадают в поле гранитов А-типа; в поля J- и S-типов ложатся лишь отдельные точки пород гибридной линии.

Рисунок 6

Поздневендский-(раннекембрийский?) русановский (мета)габбро-долеритовый комплекс, образующий компактный ареал среди метатерригенных пород венда (эдиакария) – низов кембрия(?) на крайнем юге в проливе Карские Ворота (полуострова Русанова, Пиритовый, о. Олений), впервые был выделен сотрудниками Коми ФАН СССР [Юшкин и др., 1975]. Он представлен субсогласными межпластовыми телами и дайками зеленокаменноизмененных долеритов-пикродолеритов, габбро-долеритов, кварцсодержащих долеритов, редко - габбро. Они бедны щелочами, а в их сумме резко превалирует натрий (Na2O/K2O ≈ 6), то есть они относятся к низкощелочной толеитовой серии (табл. 3, № 9–12), что подтверждают бинарные и тройная AFM-диаграммы [Кораго, Тимофеева, 2005] (здесь не приводятся). Базиты прорывают доордовикские образования и не встречаются в вышележащих толщах. К-Аr-датировки пород - 588±8 и 495±8 млн лет (В. В. Афанасьев. Москва, НПО «Аэрогеология»). Возраст наиболее молодых детритовых цирконов во вмещающих их доордовикских метаосадках - 520 млн лет, а из вышележащих толщ - 500 и 490 млн лет [Pease, Scott, 2009]. Возраст базитов русановского комплекса, соответственно, несколько моложе либо близок к этим значениям.

Средне-позднедевонский (позднеживетско-раннефранский) базитовый магматизм наиболее широко развит на архипелаге, занимая площадь до 5000 км2. Он представлен лавами, пирокластическими и жерловыми фациями базальтов (рейская вулканогенно-осадочная свита) и ассоциирующих с ними субвулканическими и гипабиссальными пластовыми и секущими телами (жилами, дайками) долеритов, габбро-долеритов, верлитов (костиншарский магматический комплекс). Вместе эти образования могут рассматриваться в качестве вулканоплутонической ассоциации. Экзотическими являются риолиты, формирующие мелкие некки (жерловины) в поле базальтов на восточном берегу залива Рогачёва и представляющие собой наиболее кислые Na-дифференциаты толеитовой магмы. Если все вулканиты приурочены к низам франского яруса и, как исключение (вулканические бомбы), к кровле живетского яруса, то субвулканические и гипабиссальные образования насыщают и прорывают все допозднедевонские стратоны, наиболее охотно инъецируя легкопроницаемые песчано-сланцевые и сланцевые осадки среднего девона и верхнего силура. Возраст базитов в первую очередь определяется по взаимоотношениям вулканитов и осадков с органическими и растительными ископаемыми остатками.

По петрогеохимии обособляются две подсериии - толеит-базальт-долеритовая и верлит-пикробазальт-пикродолеритовая, производные толеит-базальтовой и умереннощелочной оливин-базальтовой магм [Тимофеева, 1988; Кораго, Тимофеева, 2005]. Толеит-базальт-долеритовая подсерия не дифференцирована; ее производные насыщены SiO2. Верлит-пикробазальт-пикродолеритовая подсерия – умеренно дифференцированная, включает мафитовые и ультрамафитовые члены. Общими чертами подсерий являются относительно высокие содержания Cr, Ni, низкие - Rb, Ba, Sr и высокие - Ni/Co по сравнению со средними содержаниями в базитах типовых структур континентального и переходного типов, приближаясь по этим показателям к типу MORB (см. табл. 3, № 13–19; рис. 7).

Рисунок 7

Раннемезозойские магматические образования имеют незначительное площадное распространение. Среди них обособляются два гранитоидных (сарычевский аляскит-лейкогранитовый и черногорский монцодиорит-гранодиорит-гранитный), два лампрофировых (раховский и рогачевский) и пикродолерит-трахидолеритовый (безымяннинский) комплексы.

Гранитоидные комплексы раннего мезозоя образуют малые (1–5 км2) тела штокообразной формы и дайки на западном (сарычевский аляскит-лейкогранитовый комплекс) и восточном (черногорский монцодиорит-гранодиорит-гранитный комплекс) побережьях, где приурочены, соответственно, к зонам Главного Новоземельского и Восточно-Новоземельского разломов, прорывая отложения до пермских включительно. Состав пород варьируется от лейкоплагиогранитов - аляскитовых гранитов на западном берегу до диоритов, монцодиоритов, гранодиоритов-гранитов на востоке. Гранитоиды запада часто катаклазированы за счет более молодых подвижек в зоне Главного Новоземельского разлома. Дайки первого этапа (гранит-порфиры, письменные граниты и аплиты) тяготеют к эндоконтактам интрузивов. Они имеют небольшие протяженность и мощность. В отличие от них, дайки второго этапа восточного побережья, сложенные умереннощелочными диоритовыми порфиритами, микродиоритами и гранодиорит-порфирами, прослеживаются на расстояние до 3 км при мощности в первые метры.

Таблица 4

Гранит-лейкогранитовый сарычевский комплекс представлен однообразными лейкократовыми биотитовыми и аляскитовыми гранитами, которые обычно пересыщены SiO2 (>73–75%) и относятся к K- и умеренно K-подтипу с весьма высокой глиноземистостью; им свойственен высокий коэффициент агпаитности (табл. 4, № 1–4). На диаграммах реконструкции геодинамических обстановок ACNK/ANK сарычевские граниты попадают в поля коллизионных и внутриплитных пород, а на диаграмме R1/R2 - на границу синколлизионных и посторогенных разностей (рис. 8).

Рисунок 8

Диорит-гранодиоритовый черногорский комплекс включает породы с SiO2 - 56–60% и Na2O+K2O = 7–8% (первая фаза), а также с содержанием 67–71 и 8–8,5% (вторая фаза). Характерным является понижение SiO2 при увеличении Na2O+K2O, то есть некоторая «монцонитовая» тенденция. Породы относятся к K-Na-типу (Na2O/K2O = 0,8–1,7), варьируя от умеренно K- и умеренно Na- до Na-подтипов (см. табл. 4, № 5–10). Им свойственна La-Ce-специализация, а геохимические системы - литофильные, достаточно однородные. Однако диориты первой фазы имеют сидерофильный уклон, что объясняется их частичным гибридным происхождением. На диаграмме реконструкции геодинамических обстановок R1/R2 точки пород комплекса ложатся в поля постколлизионного поднятия и доплитной коллизии (рис. 9), на диаграмме Б .Чаппела - А. Уайта (Chappe, White, 1992) и И. Маеды [Maeda, 1990] (рис. 10) чаще попадают в поле гранитов S-типа и реже - I-типа, а гранитоиды сарычевского комплекса - преимущественно в поле А-гранитов [Кораго, Тимофеева, 2005].

Рисунок 9     Рисунок 10

Возраст гранитов определяется их активными контактами с палеозойскими толщами и изотопным K-Ar (от 180–196 до 210–230 млн лет), Ar-Ar (256±2 млн лет по калишпату для запада и 244±0,8 млн лет по биотиту для востока Новой Земли) датировкам и U-Pb-циркономертрии (ЦИИ ВСЕГЕИ, 2010 г. - 251±2 и 248±1,1 млн лет для I и II фаз горы Черной) (см. табл. 2). В целом гранитоиды черногорского комплекса являются реперами начальных и средних стадий, а гранитоиды сарычевского комплекса - поздних стадий постпермского орогенеза с наращиванием коры континентального типа, хотя приведенные Ar-Ar-датировки подчас несколько противоречат этому тезису.

Лампрофировый раховский комплекс представлен некком и дайками мощностью до 3 м, протяженностью в первые сотни метров. Они тяготеют к полям развития русановского габбро-долеритового комплекса на полуострове Пиритовом (крайний юг Новой Земли). Обособляются гиганто- и мелкопорфировые оливиновые, а также слюдистые мончикиты щелочно-габброидного ряда (см. табл. 4, № 11–13). Их резкие секущие контакты с осадками венда и русановскими долеритами, свежесть пород и единичные цирконы (около 252±4 млн лет) позволяют отнести их к раннетриасовым образованиям, хотя ранее мы считали их докембрийскими.

Лампрофировый рогачевский комплекс образует субпластовые тела, дайки и сильно карбонатизированные некки в бассейне реки Рогачёва о. Южный. По минеральному составу обособляются авгитовые и баркевикитовые камптониты - вогезиты, керсантиты, минетты (см. табл. 4, № 14–16). Для даек характерно обилие миндалин и высокие содержания апатита (в шлифах и протолочках Р2О5 до 1,7%). Возраст пород условен; они прорывают отложения девона и нижнего карбона. Некоторые геологи датируют время их внедрения границей карбона и перми. K-Ar-возраст по валовому составу (252±15 млн лет; ИГиГД АН СССР) близок границе перми и триаса.

Безымянинский пикродолерит-трахидолеритовый комплекс выделен сотрудниками Полярной морской геологоразведочной экспедиции (ПМГРЭ) при проведении поисковых работ на марганец [Каленич и др., 2005]. Он объединяет группу преимущественно секущих тел умереннощелочных базитов (см. табл. 4, № 17), распространенных на северо-западе о. Южный в районе губы Безымянная и озера Ящик. Геологический возраст образований устанавливается по активным контактам с отложениями от силура до карбона включительно. Радиологические возрасты пород - 218,8±1,4 и 255±17 млн лет (Ar/Ar по валовому составу) и 446±34 млн лет (Sm/Nd изохрона из того же образца, где Ar/Ar дал 255±17 млн лет).

Не исключено, что все три комплекса принадлежат одному тектоническому эпизоду, завершающему орогенические процессы на архипелаге, и могут рассматриваться в качестве единого тектоно-магматического (геодинамического) события, а их петрохимические различия обусловлены характером субстрата, через который проходила породившая их специфическая по составу и возможности контаминации «лампрофировая» магма.

Позднемезозойский(?) желанинский габбро-долеритовый комплекс представлен протяженными (до 32 км, при ширине выходов 5–20 м) дайками габбро-долеритов субширотного простирания. Они развиты в заливе Легздина, вблизи мыса Желания, а также на северо-западе о. Южный в приустьевой части р. Безымянная. По минеральному и химическому составу породы близки кварцевым габбро-долеритам (см. табл. 4, № 18). Обособляются две группы, разнящиеся по SiO2 и Na2O+K2O. Возраст условен и принят на основании их подчас резко дискордантных взаимоотношений со складчатыми структурами и некоторого сходства с позднемезозойскими базитами более западных и северо-западных частей Баренцевского региона, которые обычно связывают с предрифтовым этапом раскрытия глубоководной впадины Северного Ледовитого океана [Столбов, 2005]. Однако недавняя Ar-Ar-датировка из дайки залива Сахарова дала позднедевонский (то есть «костиншарский») возраст (Ершова и др., в печати). Из этого района (залив Легздина) у нас тоже есть позднедевонская цирконометрия, но она из долеритов элювиальных развалов даек.

В районе губы Безымянная (северо-запад о. Южный) многочисленны дайки базитов (подчас со щелочным уклоном), образующие в современном рельефе гряды северо-западного и меридионального простираний, рассекающие не только палеозойские толщи, но и соскладчатые разломы с их смещением, то есть явно постскладчатые. Таким образом, вопрос о позднемезозойском базитовом магматизме полностью не закрыт.

Кайнозойский вершининский комплекс (восток о. Северный, бухта Вершина) представлен реликтами трубок взрыва поперечником до 10 м, расположенных по периферии кольцевой структуры диаметром около 500 м среди девонских толщ. Они сложены брекчиями с обломками вмещающих осадочных пород, базальтоидов и ксенолитов(?) пироксенитов, которые сцементированы карбонатизированной и оруденелой базит-ультрабазитовой магмой. Химический состав резко варьируется; характерны очень высокие содержания Fe (нередки сидеронитовые структуры) и СаО, дефицит Al, Mg и Ti при низких Na2O+K2O и резком преобладании K (см. табл. 4; № 19). Породы имеют очень свежий облик; нередки их шлаки. K-Ar-возраст по валу - 1,62 млн лет (И.М. Васильева, ИГиГД РАН), а пироксена из ксенолитов(?) - 600 млн лет (И.А. Загрузина, ВСЕГЕИ).

Архипелаг Северная Земля состоит из четырех крупных и ряда более мелких островов к северу от полуострова Таймыр на границе морей Карского и Лаптевых. В современном структурном плане они представляют собой орогенные поднятия, разделяющие шельфовый Северо-Карский и океанический Евразийский седиментационные бассейны. В геологическом строении архипелага принимают участие отложения неопротерозоя, палеозоя и мезозоя–кайнозоя [Погребицкий, 1971; Верниковский, 1996; Северная земля, 2000; Государственная…, 2003; Lorenz, Männik et al., 2008; Metelkin et al., 2005] (рис. 11). Допалеозойское основание сложено зеленокаменноизмененными песчано-алеврито-глинистыми отложениями флишоидного типа. Их взаимоотношения с фаунистически охарактеризованным кембрием не установлены; предполагается угловое несогласие с проявлением предкембрийской (тиманской?) орогении [Проскурнин, 1995]. По формационному типу осадков, особенностям магматической деятельности, характеру пликативной и дизъюнктивной тектоники обособляются Восточнооктябрьско-Большевистская и Североземельская складчатые зоны (рис. 12), разделяемые зоной Главного Североземельского глубинного разлома. Нижнему-среднему палеозою свойственны два типа разрезов - более мелководный западный и более мористый восточный; фиксируются два стратиграфических несогласия - на границе кембрия и ордовика, силура и девона. Преддевонское несогласие отражает смену мелководных морских обстановок (с накоплением преимущественно карбонатных и сероцветных терригенно-карбонатных отложений) прибрежно- и лагунно-морскими, а затем континентальными (пестро-красноцветные породы). Разрез венчают слаболитифицированные псефито-псаммитовые осадки и углистые сланцы с комплексом спор, пыльцы и растительных остатков позднего карбона - перми. Они с резким угловым несогласием и корой выветривания в основании залегают на дислоцированных отложениях венда, ордовика и девона, свидетельствуя о проявлении раннегерцинских складчатых деформаций.

Рисунок 11     Рисунок 12

Магматические образования архипелага представлены вендским(?) кропоткинским гранит-лейкогранитовым, ранне-среднеордовикским смутнинским умереннощелочным габбро-долерит-сиенит-граносиенитовым, раннекаменноугольными солнечнинским диорит-гранодиоритовым и таймырским гранит-порфировым комплексами, а также раннетриасовым ближнеостровским габбро-долеритовым и позднетриасовым ахматовским лампрофировым комплексами. Наиболее детально они изучались при среднемасштабной геологической съемке Б.Н. Батуевым, при поисковых и тематических работах А.И. Самусиным и В.Ф. Проскурниным, при крупномасштабных работах на юге о. Большевик В.А. Ишковым, при создании Госгеолкарты листов Т-45–48 на востоке о. Октябрьской Революции Е.М. Макарьевой [Государственная…, 2014].

Кропоткинский гранит-лейкогранитный комплекс выделен А.И. Самусиным из состава позднепалеозойского североземельского комплекса в 1983 г. В дальнейшем [Северная…, 2000; Государственная…, 2002] рассматривался как наиболее поздний гранитоидный комплекс палеозоя, который включал Кропоткинский и Никитинский массивы о. Большевик и массивы мысов Оловянный, Массивный, гор Туманные на о. Октябрьской Революции. Результаты датирования цирконов методом термоионной эмиссии А.П. Чухониным из проб С.Б. Киреева (2–2,2 млрд лет для гранитоидов Кропоткинского массива и 740 млн лет для гранитоидов мыса Оловянный) дали основание В.Ф. Проскурнину [Проскурнин, 2013] считать их докембрийскими и коррелировать с двуслюдяными гранитами Таймыра. При составлении Госгеолкарты-1000/3 [Государственная…, 2013] комплекс нелегитимно переименован в восточнооктябрьский и датирован ранним-средним ордовиком.

Кропоткинский массив закартирован в желобообразном углублении между куполами ледников Кропоткина и Ленинградским, взаимоотношения с вмещающими породами скрыты под рыхлыми отложениями и льдом. Никитинский массив при ГГС-50 выделен в самостоятельный комплекс грейзенизированных гранитов предположительно С2-возраста. Вмещающие его RF3-V-флишоидные терригенные отложения краснореченской толщи, как и на мысах Массивный, Оловянный, гор Туманных, ороговикованы в условиях кордиерит-биотитовой субфации амфибол-роговиковой фации.

Гранитоиды представлены биотитовыми и двуслюдяными гранитами, лейкогранитами, реже - гранодиоритами. Биотит буро-коричневый высокожелезистый. Темноцветные минералы - биотит (до 5%), мусковит (до 7%), редко - амфибол. По химическому составу (химические составы см. в [Северная земля…, 2000]) гранитоиды относятся к гранитам и лейкогранитам умереннощелочного ряда Na-K-серии (Na2О/ K2O = 0,53–0,83), весьма высокой глиноземистости (2,4–6) и щелочности (К агп. = 0,47–0,61). К2О+Na2O = 7,50–8,34, при этом К2О > Na2O. Кропоткинские граниты принадлежат известково-щелочной серии (рис. 13); являются переходными от железистых к магнезиальным, пересыщены глиноземом. На диаграмме [Maeda, 1990] точки их составов находятся между S- и A-типом, а на диаграмме [Batchelor, Bowden, 1985] попадают в область синколлизионных гранитов. Главная геохимическая черта (высокие Sn, W, Mo, Cu, Ag) сближает их с плюмазитовыми гранитами по [Таусон, 1977] и таймырскими мусковит-редкометалльными гранитами.

Рисунок 13

Возраст становления гранитоидов комплекса является спорным. По геологическим данным уверенно установлено пересечение кропоткинскими гранитоидами RF3-V-черно-сероцветных голышевско-краснореченских флишоидов и наличие галек грейзенизированных гранитоидов в конгломератах С31-возраста и предположительно в конгломератах некрасовской толщи кембрия. Ранне-среднеордовикские датировки цирконов, полученные U-Pb-методом SIMS SHRIMP при создании Госгеолкарты-1000/3 [Государственная…, 2014] из моренных валунов гранитов гор Туманных, а также с мыса Массивный из гранит-порфиров (модельный возраст 453±3 млн лет), ненадежны. Образцы с мыса Массивный по петрогеохимии отвечают О1-2-гранитоидам смутнинского комплекса. В связи с этим возраст аллохтонных интрузий кропоткинского комплекса В.Ф. Проскурниным принимается условно вендским (как и для всех комплексов «двуслюдяных» гранитов Таймыра).

Смутнинский ранне-среднеордовикский умереннощелочной габбро-долерит-сиенит-граносиенитовый комплекс выделен В.Ф. Проскурниным в 1989 г. [Проскурнин, 1995] в составе ушаковско-смутнинской вулканоплутонической ассоциации на о. Октябрьской Революции. Он представлен интрузивами гипабиссальной, субвулканической и жерловой фаций в ассоциации с вулканическими покровами и пирокластическими образованиями трахибазальтового, трахиандезитового и трахидацит-трахириолитового составов. Вулканиты ассоциируются с осадочными прибрежно-морскими и лагунными отложениями кружилихинской и ушаковской свит. При этом основная масса интрузивных образований сосредоточена в Североземельской зоне глубинных разломов шириной 20–25 км, прослеживающейся в субмеридиональном направлении более чем на 100 км, образуя вулканоплутонические ареалы в районах мыса Свердлова на юге, озер Ледниковых и Смутного в центральной части острова и р. Ровной на севере. На юге о. Большевик при проведении ГГС-50 в 1987–1991 гг. выделен норинский дайковый комплекс этого же возраста, к которому отнесены дайки андезитовых порфиритов и дацитовых порфиров бассейнов рек Левая Нора и Светлая. На о. Большевик к смутнинскому типу отнесены дайки трахиандезитовых порфиритов (ранее университетского комплекса) и дайки риолитовых порфиров, трахириолитов, кварцевых порфиров, гранит-порфиров (ранее ахматовского комплекса).

Многофазность и гомодромность интрузий от монцогаббро-диоритов до сиенитов-грано-сиенитов установлены для отдельных массивов гипабиссальной фации, а может быть, и для комплекса в целом. Подтверждением этому является смена составов эффузивов, входящих в вулканогенно-плутоническую ассоциацию. В низах разреза ордовика на мысе Свердлова наблюдаются лавы трахибазальтов и трахиандезитов; выше - туфолавы трахидацитов, а еще выше (на озере Смутное) - игнимбриты и покровы флюидальных трахириолит-порфиров. Для всех типов пород характерны реликтовые порфировидные и порфировые структуры, тонкозернистый, гранолепидобластовый мезостазис, широкое развитие вторичного амфибола в основных и средних породах.

Габброиды ранней фазы (химические составы см. в [Северная земля…, 2000]) являются нормально- и умереннощелочными, характеризуюясь высокими титанистостью, глиноземистостью, железистостью и магнезиальностью. Они принадлежат Na- и K-Na-сериям, но есть и умеренно-глиноземистые (al’ до 1,1), лейко- и мезократовые по цветовому индексу (f’ = 9–28). Отмечается контрастность ряда между ранней и средней-поздней фазами, заключающаяся в отсутствии промежуточных разновидностей типа габбро-диоритов, габбро-сиенитов (SiO2 = 51–55%).

Химический состав пород второй (химические составы см. в [Северная земля…, 2000]) и третьей фаз (табл. 5) пестрый по SiO2, Na2O+K2O и Na2O/K2O, железистости и глиноземистости. По индексу MALI породы принадлежат всем четырем сериям: от щелочной до известковой. В целом это высокомагнезиальные образования, которые по совокупности геохимических параметров можно отнести к гранитам I типа, но этому противоречит пересыщенность пород Al2O3. Коэффициент агпаитности имеет тенденцию увеличиваться от ранней фазы к поздней - от 0,2–0,3 до 0,3–0,6 в средней фазе и до 0,4–0,9 - в поздней. Петрохимическими особенностями ассоциации являются обычное Na > К и принадлежность к Na- и K-Na-сериям (кроме K-трахиандезитов и трахириолитов III фазы), лейкократовость, повышенные и аномальные содержания Y, Yb, Nb, Ge, Ba, Ti, Cu, Zn, As, Au, Ag. Средняя и поздняя фазы характеризуются смешением двух петрохимических рядов - умереннощелочных существенно Na и существенно K, что является, возможно, следствием недостаточной изученности смутнинского комплекса.

Таблица 5

Основная часть гранитоидов отвечает гранитам I типа Чаппела-Уайта, реже - близка А-типу. Приуроченность магматитов к зоне разлома субмеридионального простирания и петрохимические особенности позволяют связывать геодинамические обстановки их формирования с кратковременными и локальными деструктивными процессами в раннем-среднем ордовике, приведшими к развитию рифтогенной зоны с, предположительно, тиманским кристаллическим основанием.

Возраст комплекса как ранне-среднеордовикский определяется залеганием интрузий на о. Октябрьской Революции среди отложений не моложе нижнеордовикских, содержащих комагматичные им эффузивы, а также на основании ороговикования даек норинского комплекса на о. Большевик гранитоидами солнечнинского комплекса раннего карбона. Первые K/Ar-датировки интрузивных разностей [Северная земля…, 2000] в 411±32 млн лет (по амфиболу из умереннощелочного габбро-долерита, р. Книжная), 455±15 (по амфиболу из монцодиорита, озеро Смутное), 456±15 млн лет (по биотиту из сиенит-порфира, озеро Смутное) показали ранне-среднеордовикские возрасты. Датировки цирконов на SIMS SHRIMP из ушаковско-смутнинской вулканоплутонической ассоциации подтвердили их: интрузивы и вулканиты мыса Свердлова - 444±5, 448±4 млн лет (неопубликованные данные 1999 г. В.Ф. Проскурнина и В.А. Верниковского), в устье р. Курчавая и р. Каньон - 489–475 млн лет [Lorenz et al., 2007], р. Ровная на северо-востоке о. Октябрьской Революции - 466–472 млн лет (неопубликованные данные 2016 г. А.В. Прокопьева, А.В. Шманяка, В.Б. Ершовой и др.).

Североземельский (солнечнинский) раннекаменноугольный диорит-гранодиоритовый комплекс выделен Б.Н. Батуевым в 1979 г. А.И. Самусин (1983) из его состава вычленил кропоткинский комплекс мусковитизированных гранитов, а С.Б. Киреев и В.А. Ишков (ГГС-50, 1991) - таймырский гранит-порфировый молибденоносный. В настоящий момент он рассматривается как солнечнинский комплекс [Проскурнин, 2013]. Породы комплекса сконцентрированы в двух линейных шовных зонах - Анцевско-Ахматовской на о. Большевик (массивы бухты Солнечной, горы Левинсона-Лессинга, мыса Палец, р. Базовой) и Североземельской на о. Октябрьской Революции (массивы г. Сопка, островов Оленьи и Краснофлотские). Вмещающими их породами в первой зоне являются флишевые терригенные отложения RF3-V1(?)-возраста, а во второй - фаунистически охарактеризованные терригенные Є3-осадки. Массивы комплекса залегают конкордантно вмещающим толщам, но при этом характерна независимость между контурами гранитоидных тел и складчатым рисунком вмещающих пород, в которых не выявлены какие-либо признаки деформаций или раздвижения. В экзоконтакте формируются роговики амфибол-роговиковой фации, в апикальных частях - кристаллосланцы.

Наиболее крупным является массив бухты Солнечная (500 км2), расположенный в центре южной половины о. Большевик, где он протягивается узкой полосой шириной до 10 км. По геофизическим данным, примерно такую же площадь занимает северное продолжение массива, скрытое под ледником Ленинградским. Форма интрузива близка к вытянутому батолиту с крутыми контактами и неровной кровлей. Петрографический состав пород массивов достаточно однороден и изменяется фациально от крупнозернистых роговообманковых, биотит-роговообманковых диоритов и кварцевых диоритов (эндоконтактовые зоны) до роговообманково-биотитовых гранодиоритов, реже - меланократовых гранитов (центральные части массивов). Гранитоиды содержат многочисленные ксенолиты роговиков и диоритизированных пород, количество которых меняется от 5–10% в центральной части массивов до 20–30% в эндоконтакте. Диоритизированные породы иногда относят к ранней фазе. Всем гранитоидам свойственно присутствие биотита и роговой обманки, редко - пироксена.

По химическому составу они относятся к щелочно-известковой серии (по индексу MALI) и нормальному ряду K-Na-серии (Na2O/K2O = 2,7–1,2), являются глиноземистыми и весьма глиноземистыми (табл. 6); по индексу Шенда - пересыщенные и насыщенные глиноземом. По минеральному составу выделяются диориты, гранодиориты и граниты. Образования североземельского (солнечнинского) комплекса относятся к высокомагнезиальным и самым низкощелочным (К агп. = 0,42, К2О+Na2O = 6,4%) из гранитоидов Северной Земли. Повышенный уровень накопления малых элементов (2–5) отмечается для сидеро-халькофильных (Cr, Ni, Ti) и ряда литофильных элементов (Мо, V - данные ПКСА).

Таблица 6

Учитывая строение массивов и состав пород, гранитоиды солнечнинского комплекса по механизму образования могут быть отнесены к палингенным гранитоидам известково-щелочного ряда по [Таусон, 1977]. Сходство химических составов кварцевых диоритов, гранодиоритов и вмещающих терригенных отложений указывает на возможность палингенного происхождения магматических пород за счет последних. По петрохимическим параметрам они близки коровым известково-щелочным гранитам I-S-типов (диаграмма J. Маеda).

Верхняя возрастная граница гранитоидов комплекса, по геологическим данным, не моложе позднего карбона. В гальке конгломератов С31-ахматовской толщи установлены роговообманково-биотитовые гранодиориты. Раннекаменноугольный возраст 342±3,6, 343,5±4,1 млн лет [Lorenz et al., 2007] получен из гранодиоритов солнечнинского массива U-Th-Pb-анализом (SIMS) на ионном микроанализаторе Cameca IMS 1270.

Таймырский раннекаменноугольный гранит-порфировый комплекс выделен С.Б. Киреевым, В.А. Ишковым при ГГС-50 (1991) с петротипом на мысе Таймыр о. Большевик. Гранитоиды слагают здесь штокообразное тело площадью около 6 км2 среди гранодиоритов и диоритов солнечнинского комплекса, с которыми имеют резкие контакты. Они распространены обычно в виде даек и мелких штоков вдоль Анцевско-Ахматовской шовной зоны от р. Шумная на юге до мыса Палец на севере. Выходы пород таймырского комплекса и вмещающих их североземельских (солнечнинских) гранодиоритов обычно совмещены в пространстве. Единичные мелкие тела гранитов и дайки гранит-порфиров мощностью 3–30 м, протяженностью до 1,5 км занимают в целом менее 1% от общей площади массивов солнечнинского комплекса.

В составе таймырского комплекса выделяют две фазы внедрения. Граниты ранней фазы образуют крупный шток на мысе Таймыр и представлены крупнозернистыми биотитовыми порфировидными гранитами, гранит-порфирами. Гранит-порфиры, аплиты, пегматоидные граниты поздней фазы проявлены в виде мелких рвущих тел, даек и жил. Химический состав (табл. 7) гранитоидов ранней фазы по сравнению с поздней отличается пониженными содержаниями SiO2, Al2O3 и большим цветовым индексом. Образования таймырского комплекса относятся к нормальному ряду K-Na-серии, являются высокоглиноземистыми. Они характеризуются постоянством химического состава и относятся к щелочно-известковой серии (см. рис. 13); по FeO/(FeO+MgO) схожи с гранитами кропоткинского комплекса и занимают промежуточное положение между железистыми и магнезиальными разновидностями. По степени глиноземистости породы пералюминиевые (ACNK = 1,05–1,3). По данным ПКСА [Киреев и др., 1991ф], гранитоиды комплекса характеризуются повышенными содержаниями Вa, Sr, Zr, Cu, Mo, Pb; в породах жильно-дайковой фации содержания Mo и Pb превышают кларк кислых пород в 5 раз. В связи с гранитоидами таймырского комплекса установлены многочисленные проявления молибден-порфировой и молибденит-кварцевой формаций [Шануренко, 1979].

Таблица 7

Раннекаменноугольный возраст таймырского комплекса установлен на основании прорывания ими гранодиоритов солнечнинского комплекса и U-Pb SIMS SRIMP датировании цирконов из двух проб гранит-порфиров мыса Таймыр - 330,9±2,2 и 328,6±2,8 млн лет (неопубликованные данные В.Ф. Проскурнина, пробы 1988 г.).

Ближнеостровский габбро-долеритовый комплекс выделен Б.Н. Батуевым (1979). Он представлен дайками, силлами и штоками долеритов, долеритовых порфиритов и габбро-долеритов на о. Большевик, на востоке о. Октябрьской Революции с петротипом на о. Ближний и изредка – на островах Комсомолец, Диабазовый, Мачтовый. Наибольшие концентрации даек мощностью 1,0–15 м и протяженностью от первых сотен метров до первых километров приурочены к зонам нарушений меридионального и северо-восточного простираний. Вмещающие породы - отложения от RF3-V до D3. На северо-восточных окончаниях островов отмечаются рои даек северо-западного простирания, резко секущих структуры вмещающих пород.

Особенность комплекса - присутствие в его составе ряда относительно крупных пластинообразных слабодифференцированных массивов: от оливиновых эвтакситовых до троктолитовых и норитовых габбро-долеритов площадью 1,0–4 0 км2, закартированных на о. Октябрьской Революции (район мыса Фигурного) и на о. Ближний. Долериты и плагиодолериты сложены андезином-лабрадором (45–75%), авгитом (15–40%), оливином (до 5%) и рудными (2–10%), среди которых преобладают титаномагнетит, ильменит и магнетит. Из вторичных минералов в породах присутствуют амфибол, хлорит, эпидот, кальцит, иногда серпентин. По химическому составу (см. в [Северная земля…, 2000]) они отвечают низкожелезистым (5,8–7% ƩFeO), мезократовым базитам толеитового ряда Na-типа умеренной глиноземистости.

Формирование даек габбро-долеритов, по мнению большинства геологов, фиксирует отголоски процессов раннетриасового траппообразования на Таймыре. Однако не исключено, что часть их могла быть связана с раннекиммерийским позднетриасовым орогенезом (есть одна датировка К-Ar-методом по полевому шпату в 225±15 млн лет [Северная земля…, 2000]), а также с апт-альбскими и кайнозойскими процессами, отражающими начало зарождения океанической коры в Северном Ледовитом океане.

Ахматовский лампрофировый комплекс выделен Б.Н. Батуевым (1979) как комплекс даек пестрого состава. В настоящее время [Северная земля…, 2000; Проскурнин, 2013] к нему отнесены дайки лампрофиров (эссекситы, мончикиты, керсантиты и их порфировые разности) мощностью 1–5 м и протяженностью до 2 км. Рои даек локализованы в северной (район фьорда Спартак, рек Новая и Сложная) и южной (реки Тора и Нора) частях о. Большевик. Они прорывают терригенные отложения верхнего протерозоя и секут дайки андезитовых порфиритов раннего-среднего ордовика. Химические составы лампрофиров (см. в [Северная земля…, 2000]) соответствуют породам умереннощелочного - щелочного рядов K-Na- и K-серий. По аналогии с лампрофирами Таймыра их возраст считается позднетриасовым, а внедрение, вероятно, связано с отголосками раннекиммерийского орогенеза.

Выводы. Приведенные сведения по магматизму островов западного сектора РФ неравноценны для пород разных комплексов по изученности, количеству собранного материала, степени его обработки и проведенным аналитическим исследованиям, что объясняется как объективными, так и субъективными обстоятельствами, включающими такие факторы, как: 1) доступность района исследований; 2) задачи, ставившиеся при геолого-съемочных и научно-исследовательских работах; 3) коллективы, проводившие исследования, и т. д. Все же анализ изложенного материала позволяет сделать ряд выводов, подчеркивающих важность изучения магматических комплексов в качестве необходимых геологических реперов.

Земля Франца-Иосифa. Магматическая деятельность фиксируется внутриплитным базитовым магматизмом позднеюрско-раннемелового возраста. Базальтоиды трапповой (базальт-долеритовой) формации свидетельствуют о деструктивном этапе тектогенеза в развитии региона, связанном с деятельностью в раннем мелу Арктического плюма. Своеобразие магматизма архипелага указывает на геодинамическую обстановку рассеянного спрединга (обстановку несостоявшегося океанообразования). Затухание магматизма на ЗФИ предполагается в связи с началом раскрытия на границе мела и палеогена Евразийского бассейна.

Новая Земля. Магматическая деятельность на архипелаге отражает основные вехи его геологической истории и связана: 1) с окончательным становлением неопротерозойского основания и переплавлением на рубеже 710–600±50 млн лет (митюшевский гранитоидный комплекс) предположительно существовавшей до этого континентальной коры поздних гренвилид (модельный Sm/Nd-возраст гранитов 1, 1,1 и 1,25 млрд лет); 2) с формированием и деструкцией тиманского складчатого основания, маркированной русановским габбродолеритовым комплексом; 3) с заложением и развитием девонского рифтогенного прогиба (позднеживетско-раннефранский базитовый костиншарский комплекс) и его последующим замыканием и орогенезом (раннемезозойские гранитоидные черногорский и сарычевский комплексы с заключительными внедрениями лампрофиров); 4) с молодыми постскладчатыми позднемезозойскими(?) (долеритовые дайки желанинского комплекса) и кайнозойскими (трубки взрыва вершининского комплекса) тектоническими событиями в платформеноидный этап развития региона.

Северная Земля. Магматическая деятельность отражает важные вехи ее истории, маркируя: 1) по-видимому, кадомскую (тиманскую) орогению внедрением гранитоидов неопротерозойского кропоткинского (около 740 млн лет) комплекса с переплавлением палеопротерозойского протолита (по цирконометрии более 2 млрд лет); 2) раннепалеозойские рифтогенные события излияниями лав и внедрением интрузивов смутнинской вулканоплутонической ассоциации умереннощелочного ряда; 3) повторное переплавление докембрийской континентальной коры с новообразованием и наращиванием ее в процессе раннегерцинского орогенеза в каменноугольное время с последовательной сменой пород диорит-гранодиоритового ряда (североземельский, он же солнечнинский, комплекс) гранит-порфирами таймырского комплекса; 4) отраженные деструктивные события с внедрением базитовой магмы по северо-западной периферии Таймыро-Сибирской трапповой мегапровинции (суперплюма) в поздне(?)триасовое время (ближнеостровский габбро-долеритовый комплексы); 5) позднетриасово-раннеюрское, посторогенное растяжение (ахматовский лампрофировый комплекс), связанное с предшествующим ему сжатием (орогенезом) и внедрением гранитоидной магмы.

В целом историю геологического развития Северной Земли и ее магматической активности следует рассматривать в контексте развития всего Североземельско-Таймырского региона. В первую очередь это касается допалеозойской истории, поскольку на севере Таймыра распространены докембрийские комплексы, отсутствующие (за исключением гипотетических неопротерозойских) на Северной Земле. То же можно сказать и о позднегерцинско-раннекиммерийском орогенном гранитоидном магматизме Таймыра. Так как складчатая структура Северной Земли значительно более простая, чем структура центральной части Таймыра, то логично предположить, что допалеозойское основание здесь представлено кристаллическими породами мезо-, а может быть, палеопротерозоя, на пенепленизированной поверхности которого с палеозоя (с конца неопротерозоя?) в мелководных шельфовых и лагунно-континентальных условиях отлагались платформенные терригенно-карбонатные осадки. В конце среднего - позднем палеозое эти районы были вовлечены в процессы складкообразования и орогенеза, вызванных отголосками позднекаледонско-свальбардских деформаций на Шпицбергене и началом орогенических процессов на Урале.

 

Список литературы

Бондарев В.И. Пайхойско-Новоземельская складчатая система // Тектоника Европы. М., 1964. С. 255–259.

Верниковский В.А. Геодинамическая эволюция Таймырской складчатой области. Новосибирск: Наука, 1996. 203 с.

Вертикальная аккреция земной коры: факторы и механизмы // Труды ГИН РАН. Вып. 542 / отв. ред. М.Г. Леонов. М.: Наука, 2002. 461 с.

Государственная геологическая карта РФ. Масштаб 1 : 1 000 000 (новая серия). Листы Т-45–47 (о. Октябрьской Революции) и Т-48–50 (о. Большевик). Объяснительная записка / ред. Н. С. Малич. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2003. 213 с. + 1 вкл.

Государственная геологическая карта РФ. Масштаб 1 : 1 000 000 (новая серия). Лист U-37–40 - Земля Франца-Иосифа (северные острова). Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2006. 272 с. + 6 вкл. (МПР России, ПМГРЭ).

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серии Северо-Карско-Баренцевоморская. Лист U-41–44 - Земля Франца-Иосифа (восточные острова). Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2011. 220 с. + 6 вкл.

Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серия Северо-Карско-Баренцевоморская и Таймырско-Североземельская. Лист Т-45–48 - мыс Челюскин. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2013. 568 с.

Ершова В.Б., Прокопьев А.В., Соболев Н.Н. и др. Новые данные о строении фундамента архипелага Земля Франца-Иосифа (Арктика) // Геотектоника. 2017. № 2. С. 21–31.

Каленич А.П., Орго В.В., Соболев Н.Н. и др. Новая Земля и остров Вайгач. Геологическое строение и минерагения. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2004. 174 с.

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

Ковалева Г.Н., Кораго Е.А., Смирнова Л.Н. Стратиграфия и тектоническая позиция древнейших отложений Южного острова Новой Земли // БМОИП. Отд. геол. 1984. Вып. 4. С. 80–88.

Кораго Е.А. Особенности строения гранитоидного массива Митюшев Камень (Новая Земля) // Новая Земля на ранних этапах геологического развития. Л.: Севморгео, 1984. С. 126–145.

Кораго Е.А., Чухонин А.П. Гранитоидные формации Новой Земли // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1988. № 10. C. 28–35.

Кораго Е.А., Ковалева Г.Н. Новый тип разреза верхнего палеозоя на северо-востоке Новой Земли // ДАН СССР. 1990. Т. 311. № 4. С. 932–935.

Кораго Е.А., Ковалева Г.Н., Ильин В.Ф., Платонов Е.Г. Докембрий Новой Земли // Отечественная геология. 1993. № 2. С. 6–48.

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

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

Костева Н.Н. Литостратиграфия мезозоя архипелага Земля Франца-Иосифа // Автореф. дисс. … на соиск. уч. ст. канд. геол.-мин. наук. СПб.: СПбГУ, 2002. 22 с.

Левский Л.К., Столбов Н.М., Богомолов Е.С. и др. Sr-Nd-Pb изотопные системы базальтов архипелага Земля Франца-Иосифа // Геохимия. 2006. № 4. С. 365–376.

Мутафи Н.Н. Геолого-петрографический и металлогенический очерк западного побережья Новой Земли от района губы Матюшихи до губы Крестовой // Труды ГГУ. 1941. Т. 13.

Петрографический кодекс России. 2-е изд., перераб. и доп. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. 200 с.

Погребицкий Ю.Е. Палеотектонический анализ Таймырской складчатой области. Л.: Недра, 1985. 280 с.

Пономарев Т.Я., Романова Н.В. Герцинский магматизм Байдарацкой зоны разломов // ДАН СССР, 1983. Т. 273. № 3. C. 678–682.

Проскурнин В.Ф. Новая вулканоплутоническая ассоциация Северной Земли и особенности ее металлоносности // Недра Таймыра. Вып. 1. Норильск, 1995. С. 93–100.

Проскурнин В.Ф. К вопросу об угловых несогласиях в верхнем докембрии и нижнем палеозое архипелага Северная Земля // Недра Таймыра. Сб. научн. тр. Вып. 3. Норильск: Изд-во ВСЕГЕИ, 1999. С. 68–76.

Проскурнин В.Ф. Минерагенический анализ Таймыро-Североземельского региона и оценка его золотоносного потенциала // Автореф. дис. … докт. геол.-мин. наук. СПб., 2013. 40 с. + 2 вкл.

Северная Земля. Геологическое строение и минерагения / под ред. И.С. Грамберга, В. И. Ушакова. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2000. 187 с.

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

Столбов Н.М. Архипелаг Земля Франца-Иосифа - геологический репер Баренцевоморской континентальной окраины // Автореф. дисс. … на соиск. уч. ст. канд. г.-м. наук. СПб.: СПбГУ, 2005. 19 с.

Столбов Н.М. Модель развития плюма Земли Франца-Иосифа // Материалы Международной конференции, посвященной памяти В. Е. Хаина «Современное состояние наук о Земле». М.: МГУ, 2011. С. 1792–1795.

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

Тимофеева Т.Н. Девонский мафитовый магматизм Новой Земли // Автореф. дисс. … канд. г.-м. наук. Л.: ВСЕГЕИ, 1988. 20 с.

Чернышева Е.А., Харин Г.С., Столбов Н.М. Новые данные по геохимии базальтов архипелага Земля Франца-Иосифа // Докл. РАН. 2003. Т. 390. № 2. С. 238–241.

Шануренко Н.К. Главнейшие структурно-вещественные комплексы Таймыро-Североземельской складчатой области / В кн.: Геология и рудоносность Таймыро-Североземельской складчатой области. Л., 1979. С. 3–15.

Юшкин Н.П., Тимонин Н.И., Фишман М.В. Рудные формации и проблемы металлогении Вайгач-Южноновоземельского антиклинория. Сыктывкар, Коми ФАН СССР, 1975. 48 с.

Backlund H. Die Magmagesteine der Geosinklinale von Nowaja Semlja // Rep. Sci. Results of the Norw. Exp. to Novaja Zemlja. Oslo, 1930. N. 5. 63 p.

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

Cabanis B., Lecolle M. Le diagramme La/10-Y/15-Nb/8: un outil pour la discrimination des series volcaniques et la mise evidence des processus des lange et/ou de contamination crustale // C.R. Acad. Sci. Ser. II. 1989. Vol. 309. P. 2023–2029.

Chappel B., White A. Two contrasting granite types // Pacific Geol. 1974. Vol. 8. P. 173–174.

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

Corfu F., Polteau S., Planke S. et al. U-Pb geochronology of Cretaceous magmatism on Svalbard and Franz Josef Land, Barents Sea Large Igneous Province // Geol. Mag. P. 1–9. Cambridge University Press, 2013. DOI: 10.1017/S001675681300016

Corfu F., Svensen H., Neumann E.-R. et al. U-Pb and geochemical evidence for a Cryogenian magmatic arc central Novaya Zemlya, Arctic Russia // Terra Nova. 2010. P. 1–10.

Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J. et al. A geochemical classification for granitic rocks // J. Petrology. 2001. Vol. 42. N. 11. P. 2033–2048.

Holtedahl O. On the rock formation of Novaja Zemlya // Report of the scientific results of the Norw. Exp. to Nov. Zeml. Oslo, 1921. N. 8. 130 p.

Korago E., Kovaleva G., Lopatin B., Orgo V. The Precambrian rocks of Novaya Zemlya// The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica (Edited D. Gee and V. Pease). Geological Society. London, 2004. P. 135–143.

Lorenz H., Gee D., Korago E., Kovaleva G. et al. Detritical zircon geochronology of Paleozoic Novaya Zemlya key to undestending the basement of the Barents Shelf // Terra Nova. 2013. Vol. 25. P. 496–503.

Lorenz H., Gee D., Whitehouse M.J. New geochronological data on Palaeozoic igneous activity and deformation in the Severnaya Zemlya Archipelago, Russia, and implications for the development of the Eurasian Arctic margin // Geological Magazine. 2007. Vol. 144 (1). P. 105–125.

Lorenz H., Männik P., Gee D.G. and Proskurnin V. Geology of the Severnaya Zemlya Archipelago and new tectonic interpretation for the North Kara Terrane in the Russian high Arctic // International Journal of Earth Sciences. 2008. Vol. 97. N. 3. P. 519–547.

Maeda J. Opening of the Kuril Basin deduced from the magmatic History of Central Hokkaido, North Japan // Tectonophysics. 1990. Vol. 174. N. 3/4. P. 235–255. Vol. 6. N. 3. P. 153–183.

Meschede M. A method of discrimination between different types of midocean ridge basalts and continental tholeite with the Nb-Zr-Y diagram // Chem. Geol. 1986. Vol. 56. P. 207–218.

Metelkin D.V., Vernikovsky V.A., Kazansky A.Yu. et al. Paleozoic history of the Kara microcontinent and its relation to Siberia and Baltica: Paleomagnetism, paleogeography and tectonics // Tectonophysics. 2005. Vol. 398. P. 225–243.

Mullen E.D. MnO/TiO2/ P2O5: a minor element discrimination for basaltic rocks of oceanic environments and its implications // Earth Planet. Sci. Lett. 1983. Vol. 62. P. 53–62.

Ntaflos T., Richter W. Geochemical constraints on the origin of the Continental Flood Basalt magmatism in Franz Josef Land, Arctic Russia // Eur. J. Míneral. 2003. Vol. 15. P. 649-663. DOI: 10.1127/0935-1221/2003/0015-0649

Pease V., Scott R.A. Crustal affinities in the Arctic Uralides, northern Russia: significance of detrital zircon ages from Neoproterozoic and Palaeozoic sediments in Novaya Zemlya and Taimyr // Journal of the Geological Society. 2009. Vol. 166. P. 517–527.

Pearse J.A., Cann J.R. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses // Earth Planet. Sci. Lett. 1973. Vol. 19. P. 230–249.

Pearse J.A., Harris N.B.W., Tindl A.G. Trace element discrimination diagrams of the tectonic interpretation of the granitic rocks // J. Petrol. 1984. Vol. 25. P. 956–983.

Shervais J.W. Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas // Earth Planet. Sci. Lett. 1982. Vol. 59. P. 101–118.

Wood D.A. The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectono-magmatic classification and to establishing nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. Vol. 50. P. 11–30.

 

Фондовая литература

Киреев С.Б., Ишков В.А., Гаврилов А.В. и др. Геологическое строение и полезные ископаемые южной части о. Большевик (архипелаг Северная Земля). Отчет о результатах групповой геологической съемки масштаба 1 : 50 000 за 1986–1991 гг. Норильск, 1991. (Фонды ЦАГРЭ).

 

 

 

Ссылка на статью:

Кораго Е.А., Столбов Н.М., Проскурнин В.Ф. Магматические комплексы островов западного сектора Российской Арктики // 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане. Сборник научных трудов (под ред. В.Д. Каминского, Г.П. Аветисова, В.Л. Иванова). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. С. 74-100.

 





eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz