П.В. Рекант (ВСЕГЕИ), В.Я. Кабаньков, И.А. Андреева (ВНИИОкеангеология), О.В. Петров, Б.В. Беляцкий, Н.Н. Соболев (ВСЕГЕИ)

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ОПРОБОВАНИЕ КОРЕННЫХ ПОРОД ХРЕБТА ЛОМОНОСОВА КАК КЛЮЧ К ПОНИМАНИЮ ЕГО ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ПРИРОДЫ

УДК 550.85:552.551.24.031 (268)

Загрузить *pdf  

 

 

В составе фундамента хребта Ломоносова выделяются три гетерогенных сегмента, являющихся останцами Гиперборейской платформы. Сибирский сегмент имеет недеформированный Гренвильский фундамент, а в пределах Центрального и Северо-Американского сегментов зафиксированы каледонские деформации.

Ключевые слова: хребет Ломоносова, Гиперборейская платформа, Арктида, пробоотбор, материал ледового и ледникового разноса, фронт каледонских деформаций.

 


Введение. Геологическая эволюция Северного Ледовитого океана (СЛО) до сих пор хранит в себе большое количество нерешенных вопросов. Во многом это обусловлено исключительной труднодоступностью этого региона для изучения и в первую очередь геологического опробования коренных пород. До недавнего времени наши представления о геологическом строении и эволюции СЛО опирались лишь на результаты изучения его материкового обрамления и окраинных архипелагов. Значительный прогресс в познании тектонической истории региона наблюдается в последнее время в связи с геологическими экспедициями приарктических стран в рамках их национальных программ по расширению границ юридических континентальных шельфов. Высокоширотные экспедиции приносят все больше данных о континентальной природе центральной части СЛО.

Впервые предположение о наличии в арктическом регионе континентального блока древней консолидации было высказано Н.С. Шатским [1935], который выделил здесь Гиперборейскую платформу в обрамлении гетерогенного циркумарктического складчатого пояса. Позднее эти представления развивались Ю.М. Пущаровским [1976]. Получивший же широкое распространение в последние годы термин «Арктида» как совокупность блоков докембрийской континентальной коры Центральной Арктики был предложен много позже Л.П. Зоненшайном и Л.М. Натаповым [1987]. Однако из-за отсутствия прямых геологических данных по Центральной Арктике реальность существования такого континента в прошлом ставится под сомнение.

Первые же фактические данные, подтверждающие существование обширного докембрийского континентального блока, стали публиковаться лишь после завершения серии Российских высокоширотных экспедиций Арктика-2000, -2007 и -2012, сопровождавшихся геологическим пробоотбором [Кабаньков и др., 2004; 2012].

Хребет Ломоносова в контексте познания тектонической эволюции региона – одна из ключевых морфоструктур. Являясь континентальным мостом, соединяющим Гренландскую и Сибирскую континентальные окраины, этот хребет разделяет СЛО на Евразийский и Амеразийский суббассейны (рис. 1) [Деменицкая и Киселев, 1968; Sweeney et al., 1982]. Таким образом, строение этого протяжённого блока континентальной коры должно быть связано с формированием обоих суббасейнов СЛО.

Рисунок 1

Континентальная природа хребта Ломоносова была впервые установлена в середине 60-х годов прошлого столетия на основании первых сейсмических работ в Арктике [Деменицкая и Киселев, 1968]. Р.М. Деменицкая и Ю.Г. Киселев, опираясь на определения сейсмических скоростей, предполагали, что в геологическом разрезе этой структуры следует ожидать эпикаледонский осадочный чехол, несогласно залегающий на каледонском складчатом основании, который в свою очередь со структурным несогласием залегает на архейско-протерозойском кристаллическом основании. Сейсмические работы в рамках международного проекта LOREX показали, что в разрезе хребта Ломоносова присутствует пятикилометровая толща осадочных образований со скоростями Vp = 4,7 км/с, перекрывающая типично континентальную кору мощностью до 25 км и характеризующаяся скоростями порядка 6,6 км/с [Forsyth, Mair, 1984; Sweeney et al., 1982].

Более поздние сейсмические данные и проведенная буровая экспедиция ACEX-302 позволили детальнее расчленить сейсмический разрез чехла [Пискарев и др., 2017; Рекант и др., 2015; Jokat et al., 1992; Jokat, 2005]. В составе верхней части разреза по современным представлениям полого залегает низкоскоростная (Vp < 2,2 км/с) толща рыхлых осадков, несогласно перекрывающая литифицированные породы палеозоя и мезозоя (Vp > 4,0 км/с) и высокоскоростные породы фундамента (> 6,0 км/с).

Несмотря на значительные объемы полученной в последние годы сейсмической, геофизической и морфологической информации, наши знания о природе коренных пород фундамента основных морфоструктур СЛО лишь незначительно изменились со времен первых геолого-геофизических экспедиций середины прошлого века. В основном это обусловлено недостатком прямых геологических наблюдений пород коренного основания. Подавляющее большинство (до 99%) геологических проб в Арктике вскрыло лишь рыхлые гемипелагические образования, не выйдя за пределы плейстоцена, и лишь несколько достигли палеогеновых отложений [Backman et al., 2008]. Единственная в СЛО скважина глубоководного бурения (ACEX-302) [Moran et al., 2006] была остановлена, не достигнув литифицированной части разреза. Новые буровые экспедиции СЛО пока только проектируются. Поэтому обломки горных пород, полученные при геологическом пробоотборе [Кабаньков и др., 2004; 2012; Рекант, Гусев, 2012; Grantz et al., 2001; Grikurov et al., 2014; Knudsen et al., 2017], остаются практически единственным источником информации о строении фундамента хребта Ломоносова.

Основная задача статьи - обобщение как уже частично опубликованных [Рекант и др., 2012; Grikurov et al., 2014], так и новых петрографических, минералогических, геохронологических, геофизических данных, и построение модели фундамента Сибирского и Центрального сегментов хр. Ломоносова. Часть приведенных материалов была уже опубликована нами, здесь же приводится более полный обзор полученных материалов.

Морфология и региональная геология. Хребет Ломоносова представляет вытянутое в меридиональном направлении горное поднятие, которое разделяет Евразийский и Амеразийский суббассейны Северного Ледовитого океана. Длина хребта вдоль его гребня составляет около 1800 км, ширина по изобате 2500 м изменяется от 65 до 170 км. Вдоль гребневой части хребта вытянуты осложняющие формы рельефа: плато, седловины, террасы, отроги.

Несмотря на общую субмеридиональную ориентировку, хр. Ломоносова на отдельных участках достаточно резко меняет свое простирание. Например, в районе северного окончания отрога Геофизиков (около 84.5° N) хребет меняет свое субмеридиональное простирание (Азпр 010°) на северо-западное (от Азпр 330°), а на коротком приполюсном участке (около 88.5° N) гребневая зона изгибается более чем на 70° к востоку (от Азпр 330° до Азпр 047°) (рис. 1). В этих же границах происходит заметное изменение и морфологии хребта.

Очевидно, зоны изменения морфологических характеристик хребта не случайны и приурочены к границам гетерогенных блоков фундамента. А.Л. Пискарев на базе анализа геофизических полей и морфологических данных делает вывод о четком разделении хр. Ломоносова на Прилаптевоморский, Центральный и Канадско-Гренландский сегменты. По его мнению, фундамент первого сегмента возник «…в тесной взаимосвязи с процессами, формировавшими фундамент прилегающей области Евразийского бассейна…». В фундаменте Канадско-Гренландского сегмента А.Л. Пискарев предполагает существование верхней коры базитового состава, а в Центральном сегменте полное отсутствие гранитно-метаморфического слоя.

Опираясь на батиметрические данные IBCAO [Jakobsson et al., 2012], Дж. Кохран с соавторами [Cochran et al., 2006] разделил весь хребет Ломоносова на Северо-Американский сектор (North-American Sector) и собственно Ломоносовский комплекс (Lomonosov Ridge Complex), проведя границу примерно по 86° N на сибирской стороне хребта. Северо-Американский сектор был определен как моногорстовое поднятие, а Ломоносовский комплекс – система хребтов и разделяющих их бассейнов.

Однако комплекс полученных недавно морфологических и геолого-геофизических данных позволяет нам существенно уточнить обе модели и разделить хребет Ломоносова на три сегмента: Сибирский, Центральный и Северо-Американский (рис. 1).

Сибирский сегмент занимает южную часть хребта, располагающуюся примерно по 140° E от бровки шельфа до 84° N. Вершинная часть Сибирского сегмента образована узкой цепочкой плато, седловин и примыкающих к ним террас. Морфологический профиль хребта характеризуется резкой асимметричностью поперечных сечений при крутом западном склоне и пологом восточном. Фиксируемые здесь грабены также асимметричны. Глубины вершинной поверхности хребта меняются от 800 до 1200 м и лишь в пределах седловины в зоне сочленения с шельфом возрастают до 1600 м. Таким образом, хр. Ломоносова не обособлен от шельфа, а сочленяется с бровкой шельфа через седловину.

Далее к северу следует наиболее расчлененная часть хребта Ломоносова, относимая нами к Центральному сегменту, который характеризуется максимальной контрастностью рельефа фундамента и простирается до области резкого излома хребта Ломоносова примерно на 88.5° N. Восточным ограничением хребта выступает серия узких и высоких отрогов (Геофизиков, Оден, Сенчуры). На западе он ограничен крутым и сильно террасированным склоном. По существу, Центральный сегмент хребта Ломоносова состоит из серии параллельных кулисообразно расположенных хребтов и разделяющих их узких трогов. В тектоническом плане первые соответствуют горстам, последние – грабенами. Горсты чаще всего представлены выступами фундамента, покрытого маломощным чехлом плиоцен-четвертичного возраста.

Отрог Геофизиков отделен от основного массива хребта Ломоносова подводной долиной А. Карасика. Отрог имеет горстовую природу и представляет узкое и вытянутое в меридиональном направлении поднятие. Склоны отрога Геофизиков приурочены к субмеридиональным палеозойско-мезозойским разрывным нарушениям, омоложенным на неотектоническом этапе. В результате новейших тектонических движений в склоновых поверхностях отрога обнажены коренные породы фундамента.

Гренландский сегмент хребта Ломоносова резко отличается от расположенных южнее Центрального и Сибирского. Его морфоструктура образована единым центральным выступом фундамента с весьма крутыми склонами. Ширина вершинной поверхности Центрального горста увеличивается на юг от 16 км в приполюсном районе и до 100 км в области сочленения с Гренландской окраиной. Вдоль Амеразийского склона фиксируется протяженный отрог Марвин, отделенный от Центрального горста одноименной долиной. Восточный склон Северо-Американского сегмента хребта Ломоносова характеризуется простым строением и значительными уклонами. Он практически лишен осадочного покрова. Западный склон, обращенный в сторону Евразийского суббасейна, образован серией кулисообразных отрогов, отходящих от основного горста хребта на юго-запад под углом примерно 30°. Геологическое опробование двух подобных отрогов датскими геологами [Knudsen et al., 2017] свидетельствует о наличии там неопротерозойских аркозовых песчаников, метаморфизованных на стадии Мак-Клинтокской орогении.

До настоящего момента на хребте Ломоносова существует лишь несколько мест, в которых были опробованы коренные породы. Первая из описанных в литературе точка располагается в приполюсной части хребта на западном и обращенном в сторону котловины Амундсена, склоне (Центральный сегмент, 94-PC27, 88.98° N и 140° E) (рис. 1) [Grantz et al., 2001]. А. Гранц с соавторами определил здесь углистые континентальные алевриты юры–мела, содержащие переотложенные споры девона–карбона. Авторы определяют обломочный материал как коренные образования и, опираясь на U-Pb датирование детритовых цирконов, соотносят эти породы с мезозойской частью разреза Земли Франца-Иосифа (ЗФИ).

Более поздние работы геологов ВНИИОкеангеология [Кабаньков и др., 2012] дают информацию о строении разреза коренных пород Сибирского сегмента хребта Ломоносова. В.Я. Кабанькову с соавторами удалось построить внутренне непротиворечивую геологическую модель, подтвердившуюся более поздними геолого-геофизическими данными. На основании полученного при драгировках грубообломочного материала ими был составлен неопротерозой-мезозойский разрез терригенно-осадочных пород чехла Гиперборейской платформы.

Совсем недавно были опубликованы результаты датской геологической экспедиции LOMROG-2012 на Северо-Американском сегменте хребта Ломоносова (89.16° N и 064° E) [Knudsen et al., 2017]. По результатам драгировок двух эскарпов с крутизной склонов более 25° установлено, что в обоих точках драгирования (рис. 1, 540001 и 540002) преобладают тонкозернистые альбитосодержащие неопротерозойские аркозозовые песчаники, метаморфизованные в верхах зеленосланцевых фаций (рис. 2). Седиментационная слоистость (S0) представлена 0,2–10 мм слоями, обусловленными содержанием Bi, Mu, Q, Al, а также рудных минералов. Деформационная сланцеватость выражается расположением пластинок слюды под углом с седиментационной слоистостью. Возрастные спектры детритовых цирконов из этих метапесчаников охватывают мезо-палеопротерозойский интервал (~ 900–2100 млн лет) с максимумом в районе 1,6 млрд лет и обладают отчетливым сходством со спектрами из пород Северной Норвегии, Восточной Гренландии и многих других районов Арктического региона. Согласно Ar/Ar датировкам мусковита [Knudsen et al., 2017], время метаморфизма определяется около 470 млн лет назад, что совпадает с МакКлинтокской орогенией на о-ве Элсмир, Свальбарде и других частях пояса каледонских деформаций. Кроме аркозовых мета-песчаников, в драгировках присутствуют преимущественно кварцевые мелкозернистые песчаники, отнесенные авторами к силуру. Песчаники имеют первичную пористость и не несут следов метаморфизма. Возможно, они несогласно залегают на метаморфизованных аркозовых песчаниках [Knudsen et al., 2017].

Рисунок 2

Таким образом, к настоящему моменту имеются прямые геологические наблюдения, свидетельствующие о наличии зеленосланцевых изменений (раннекаледонская орогения) в породах Северо-Американского сегмента, недеформированных мезозойских образований Центрального сегмента и недеформированного докембрийско-мезозойского платформенного чехла Сибирского сегмента.

Анализируемый материал. Статья базируется на анализе материала, полученного при пробоотборе в Российской высокоширотной экспедиции «Арктика-2007-1» (ФГУП «ВНИИОкеангеология») на полигонах в Сибирском (пр. ALR07-18c) и Центральном (пр. ALR07-15c/16b) сегментах хребта Ломоносова. Станции пробоотбора располагались на крутых склонах хребта, где, по сейсмическим данным, предполагаются выходы коренных пород фундамента [Рекант и др., 2015]. Пробоотбор проводился при помощи гидростатической трубки (ALR07-15c и ALR07-18c) и коробчатого пробоотборника ALR07-16b (рис. 1).

Кластер из двух станций АLR07-15c (83.16° N и 156.324° E) и АLR07-16b (83.152° N и 156.105° E) расположен на глубине около 2500 м в средней части крутого (до 32°) западного склона отрога Геофизиков (рис. 1, 3). На станции АLR07-16b из четверти пробы коробчатого пробоотборника (~22 л) было отмыто около 170 угловатых щепкообразных обломков горных пород (рис. 3). На станции АLR07-15c выполнены изотопные датировки детритовых цирконов по разрезу 9-метровой грунтовой колонки [Grikurov et al., 2014].

Рисунок 3

Грунтовая колонка ALR07-18с длиной 917 см отобрана с глубины 1500 м на западном склоне Центрального горста Сибирского сегмента хребта Ломоносова (82.540° N и 141.704° E) (рис. 4). Здесь в интервале пробоотбора 55 см обнаружен угловатый обломок аркозового песчаника. В качестве дополнительной информации нами были использованы материалы донного пробоотбора с полигона AF07-01 в точке географического Северного полюса [Grikurov et al., 2014], а также с нескольких полигонов на поднятии Менделеева.

Рисунок 4

Материалы и методы изучения. Петрографическое изучение фрагментов горных пород и шлифов со станции ALR07-16b проводилось С.Д. Николаевым на географическом факультете Московского государственного университета. Следуя традиционной методике, под бинокуляром все полученные обломки были подразделены на метаморфические, карбонатные, терригенные и магматические горные породы.

Минералогические исследования песчаника ALR07-18с проводились в минералогической лаборатории ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Комплекс исследований включал магнитное разделение зерен на фракции, сепарацию в тяжелых жидкостях и последующее бинокулярное изучение.

Изотопные исследования цирконов были проведены в Изотопном центре ВСЕГЕИ) на аппаратуре SHRIMP II для проб ALR07-15c/16b, а также методом лазерной абляции (LA-ICP-MS) для пробы ALR07-18c. Измерения проводились по традиционной методике. В качестве стандартов использовались международные – 91500 и Temora. Графические построения распределения цирконовых спектров проводились в программе ISOPLOT [Ludwig, 2003; Williams, 1998; Griffin et al., 2000].

Метаморфические цирконы из пробы ALR07-16b исследовались по двум щепкообразным обломкам ортогнейсов и одному обломку кристаллического сланца (всего 15 определений возраста). Четыре пробы, содержащие по 50 зерен детритовых цирконов каждая, были проанализированы из гемипелагических осадков по колонке ALR07-15c (инт. 12–14, 505–507 и 705–707 см), а также из аркозового песчаника ALR07-18c. Кроме того, для корреляции со смежными областями использовались недавно опубликованные результаты изотопных исследований детритовых цирконов по 5 точкам опробования на поднятии Менделеева [Сергеев и др., 2015].

Результаты. Песчаник ALR07-18c. Новые данные по минералогическому составу песчаника ALR07-18c, полученные нами в ходе исследований, принципиально отличаются от уже опубликованных предварительных выводов [Grikurov et al., 2014]. Установлено, что в породе существенно преобладают зерна андезина над кварцем. Доля первого достигает 70 %, второго – 30 %. Оба минерала представлены окатанными зернами с доминантным размером 0,05–0,1 мм. До 90 % минералов тяжелой фракции составляют минералы-индикаторы континентальной коры – циркон и рутил. Таким образом, в отличие от первичного полевого определения этот обломок следует отнести к аркозам, а не кварцевым аренитам, как было определено ранее. Песчаник не несет следов метаморфических преобразований.

Обломки горных пород из ALR07-16b. Изучение фрагментов и шлифов горных пород из пробы ALR07-16b показало весьма нетипичную для области центрально-арктических поднятий ассоциацию. Установлено, что в обломках примерно поровну представлены осадочные и метаморфические породы. Среди осадочных пород резко доминируют карбонаты, а терригенные породы находятся в подчиненном количестве. Общий состав обломков выглядит следующим образом: 65 представлены метаморфическими, 62 – карбонатными, 16 – обломочными и 18 – магматическими породами (рис. 3, 5, 6). В общих чертах описанные выше метаморфические породы сходны с породами складчато-метаморфического основания о-ва Генриетта [Виноградов и др., 1975].

Рисунок 5     Рисунок 6

Песчаники представлены двумя, очевидно, разновозрастными группами. Более молодая подгруппа – пористые, часто рыхлые и преимущественно кварцевые арениты с карбонатным или глинистым цементом. Более древнюю подгруппу образуют плотные слабо метаморфизованные аркозовые и кварцевые песчаники. В составе отмечается белый несдвойникованный плагиоклаз, небольшое количество хлорита и хлоритизированного биотита, единично – листочки мусковита, глауконит.

Алевролиты и аргиллиты представлены удлиненными обломками, в основном кварцевыми, с подчиненным количеством кальцита, серицита, плагиоклаза, хлорита и окатанных интракластов углистого материала.

Карбонатные породы – представлены доломитами и известняками. Последние мелко-тонкозернистые светло- и темно-серые, иногда с неравномерным блочно-полосчатым распределением окраски и с редкими включениями кристаллов кварца и кальцита.

Кислые интрузивные породы – как нормальным гранитом, содержащим тонкие полисинтетические двойники плагиоклаза, так и мусковитовыми и биотитовыми разностями гранитов. Также присутствует единичный обломок гранодиорита, содержащий обыкновенную роговую обманку, полисинтетически сдвойникованный олигоклаз, нерешетчатый калиевый полевой шпат и железистый биотит.

Основные и средние интрузивные породы представлены единичным обломком измененного диорита, содержащего плагиоклаз (андезин), зеленую роговую обманку и рудный минерал; обломком габбро-диорита с пойкилоофитовой структурой; обломком измененного весьма мелкозернистого диабаза.

Эффузивные породы – обломками сильно выветрелых и иногда метаморфизованных андезитов афировой структуры и базальтов. Обнаружен один обломок габброида, подвергшийся зеленокаменному изменению.

Метаморфические породы образуют достаточно представительный комплекс от филлитов и зеленых сланцев до кварцевых сланцев, гнейсов и кристаллических сланцев. Кроме того, встречены обломки кварцитов различной степени метаморфизации. Породы катаклазированы, сильно рассланцованы, плойчаты, имеют листоватую или щепковатую форму и содержат неустойчивые к переносу минералы.

Слюдяные и кварцевые сланцы представлены сильно рассланцованными породами, которые состоят из кварца и слюды в различных соотношениях, а также небольшого количества полевого шпата. По преобладающей слюде различаются мусковитовые, биотитовые и двуслюдяные сланцы.

Состав гнейсов: калиевый полевой шпат (ортоклаз), плагиоклаз (альбит, андезит), кварц, слюды (~ 10 % биотита и мусковита), рудный (магнетит, местами окислившийся) предполагает магматическое и/или метаморфическое происхождение протолитов. Вдоль рассланцованности в виде прожилков наблюдается альбитизация. В результате порода имеет очково-полосчатую текстуру.

Кристаллические сланцы представлены тонкозернистыми гранат-мусковит-биотитовыми рассланцованными породами. Основные минералы: плагиоклаз и кварц, немного слюды. Светло-цветные минералы расположены несколько не равномерно. Текстура неравномерно полосчатая за счет прослоев, обогащенных слюдой.

Столь высокое содержание средне- и высоко метаморфизованных пород в одной пробе весьма нетипично для СЛО и пока нигде не было вскрыто геологическим пробоотбором. Угловатые щепкообразные обломки сильно рассланцованных перемятых и неустойчивых к переносу метаморфических пород свидетельствуют о присутствии близкорасположенных выходов складчато-метаморфического фундамента, так же как, очевидно, и наличие крупных до 0,5 см кристаллов мусковита в составе этой пробы (рис. 3) и повсеместное заражение близкорасположенных грунтовых колонок мелкими визуально определимыми пластинками мусковита.

Датировки по метаморфическим цирконам из ALR07-16b. Цирконы из роговообманкового гнейса ALR07-16b-65 дали две узкие возрастные группы 399–418 и 446–454 млн лет соответственно (рис. 7). Таким образом, наши данные позволяют утверждать, что отрог Геофизиков и смежные с ним районы хребта Ломоносова были подвержены каледонскому орогенезу, сопровождавшемуся метаморфизмом средних и высоких фаций. Возраст цирконов из двуслюдяного гнейса (~ 572, ~ 690 и ~ 700 млн лет) и кристаллического сланца (1137 млн лет), очевидно, свидетельствует о тиманском возрасте протолитов (рис. 8).

Рисунок 7     Рисунок 8

Датирование детритовых цирконов. U-Pb датированию были подвергнуты 50 зерен детритовых цирконов из аркозового песчаника ALR07-18c. Среди них преобладают изометричные или удлиненные кристаллы. Практически все зерна несут на себе отчетливые следы длительной и, возможно, многократной абразии. Более 90 % проанализированных цирконов имеют возраста 900–2000 млн лет, образуя характерный доминантный пик с максимумом в районе 1600–1700 млн лет (рис. 8). За его пределами наблюдаются несколько архейских и неопротерозойских цирконов. Конкордантные цирконы, моложе 800 млн лет, отсутсвуют.

Весьма сходный спектр возрастов детритовых цирконов получен недавно датскими учеными из мета-аркозового песчаника с Северо-Американского сегмента хребта Ломоносова [Knudsen et al., 2017] и, кроме того, известен во многих других Арктических местонахождениях (рис. 8).

Детритовые цирконы из гемипелагитов СЛО. Для определения основных областей сноса в современной седиментационной системе СЛО, а также оценки влияния ледовой/ледниковой транспортировки терригенного материала был проведен анализ детритовых цирконов из рыхлых гемипелагических осадков с различных морфоструктур. Всего были проанализированы датировки по 15 грунтовым колонкам из Евразийского и Амеразийского бассейнов СЛО. Результаты этих исследований требуют более внимательного рассмотрения и будут приведены нами в отдельной статье. Здесь же мы хотим остановиться на основных выводах, относящихся к тематике настоящей статьи.

Важным диагностическим признаком всех проанализированных колонок является практически идентичное распределение большинства возрастных пиков независимо от места отбора проб. Цирконовые спектры из гемипелагитов практически идентичны на хр. Ломоносова (ALR07-15c), в точке географического Северного полюса (AF07-01) [Grikurov et al., 2014] и в большинстве проб экспедиции «Арктика-2012» на поднятии Менделеева [Сергеев и др., 2015] (рис. 8). Все спектры характеризуются четкими узкими пиками в возрастах 145–147, 190–202, 240–248, 284–302, 330–340, 400–410 и 468–476 млн лет, второстепенными пиками тиманских, палеопротерозойских и архейских цирконов, а также характерным отсутствием цирконов с возрастами ~ 900 и ~ 1600 млн лет [Grikurov et al., 2014]. Фанерозойские цирконы представлены слабо окатанными удлиннеными зернами, очевидно, метаморфического генезиса. Протерозойские и архейские цирконы имеют более округлую форму, что позволяет предположить их первично магматогенный генезис. Они несут следы интенсивной и, возможно, неоднократной абразии.

Анализ характерных возрастных пиков позволяет проследить наиболее вероятные пути транспортировки терригенного материала с материка в глубоководный бассейн СЛО. Наиболее молодые зерна с возрастами в узком диапазоне 80–89 млн лет, очевидно, происходят из верхнемеловых гранитоидов Северного Верхоянья. Цирконы следующего доминантного пика 145–147 млн лет, скорее всего связаны с нижнемеловыми гранитоидами Верхояно-Чукотского складчато-надвигового пояса. Пермо-триасовые базальтовые траппы сибирского кратона, очевидно, являются источником цирконов с возрастами 240–248 млн лет, а герциниды Полярного Урала и Таймыра – зерен 280–340 млн лет [Зоненшайн и Натапов, 1987]. Перечисленные выше источники заметно доминируют над каледонскими и тиманскими. Таким образом, прослеживается отчетливая тенденция преобладания Сибирского терригенного материала в современной седиментационной системе как Евразийского, так и Амеразийского бассейнов.

Идентичность и широкий диапазон возрастных спектров свидетельствует о формировании гемипелагических отложений во всех опробованных точках за счет единого механизма, поставляющего терригенный материал из разнообразных областей сноса. Очевидно, таким механизмом в современной седиментационной системе Центральной Арктики является ледовый и/или ледниковый разнос, а полученные цирконовые спектры могут служить своеобразным интегральным «портретом» существующих областей сноса.

Для задач настоящего исследования исключительно важно закономерное и повсеместное отсутствие мезопротерозойских цирконов во всех гемипелагических пробах (рис. 8). По нашему мнению, это свидетельствует о том, что обломочные породы, содержащие мезопротерозойские цирконы, не принадлежат современной седиментационной системе Центральной Арктики и, следовательно, не вовлечены в процесс ледового/ледникового разноса. Таким образом, обломки этих пород, обнаруженные в Центральной Арктике, должны считаться эдафогенными.

Отсюда можно сделать вывод, что аркозовый песчаник ALR01-18c с доминированием именно мезопротерозойских цирконов образовался за счет размыва местных коренных обнажений на Сибирском сегменте хребта Ломоносова. И это подтверждается угловатой формой обломка, существованием коренных обнажений поблизости от точки отбора и, кроме того, отчетливым сходством с цирконовыми спектрами из аркозовых мета-песчаников с Северо-Американского сегмента хребта Ломоносова, чье местное происхождение не вызывает вопросов.

Возрастная привязка опробованных горных пород. Принимая эдафогенный генезис фрагментов горных пород из обеих проб ARL07-16b и ALR07-18c, можно считать, что они характеризуют коренные породы Центрального и Сибирского сегментов хребта Ломоносова соответственно.

Анализ цирконов из метаморфитов Центрального сегмента хребта Ломоносова (ARL07-16b) показывает, что в качестве протолитов здесь выступали нео- и мезопротерозойские породы кристаллического основания, время же метаморфических изменений датируется ранним девоном и соотносится с каледонским орогенезом.

Оценка возраста формирования аркозового песчаника ALR07-18с несколько более сложна и опирается на ряд косвенных признаков. Первые предположения о возрасте его формирования были выполнены в работе Г. Грикурова и соавторов [Grikurov et al., 2014]. На основании полевых описаний песчаник был отнесен к кварцевым аренитам, а по первичным результатам изотопных датировок, содержащих несколько дискордантных мезозойских цирконов, он был предположительно сопоставлен с юрско-меловым алевролитом из колонки 94-PC-27 А. Гранца [Grants et al., 2001], а также с мезозойскими разрезами ЗФИ. Полученные новые результаты наших исследований, а также недавно опубликованные данные датских ученых позволяют нам существенно пересмотреть эту возрастную оценку.

Во-первых, существенно аркозовый состав песчаника ALR07-18с (70% андезина, 30% кварца) не позволяет сопоставить его ни со среднетриасовыми граувакками (30–40% кварц, 25–35% полевые шпаты, 15–45% литические обломки, 5% слюды), ни с верхнетриасовыми кварцевыми аренитами (кварц до 85%, полевые шпаты ~ 7%, слюда до 3 %) ЗФИ [Соловьев и др., 2015]. Во-вторых, цирконовые спектры из аркозового песчаника ALR07-18с принципиально отличаются от спектров мезозойских пород ЗФИ и кварцевого алевролита из пробы 94-PC27 [Grants et al., 2001], что также доказывает принципиальное различие областей сноса (рис. 9).

Рисунок 9

Вместо этого минеральный состав и возрастные спектры цирконов аркозового песчаника ALR07-18с демонстрируют весьма близкое сходство с неопротерозойскими метааркозами Северо-Американского сегмента хребта Ломоносова (рис. 9) [Knudsen et al., 2017]. Отсутствие конкордантных цирконов моложе 800 млн лет в аркозовом песчанике ALR07-18с подтверждает его неопротерозойский возраст.

Докембрийские области сноса в Центральной Арктике. Анализ большого количества опубликованных геологических данных показывает, что неопротерозойские породы с аналогичным доминантным спектром в интервале ~ 900–2200 млн лет и максимумом в районе 1600–1700 млн лет широко распространены в Арктическом регионе  (рис. 10, 11). Кроме упоминавшихся выше пород Сибирского и Северо-Американского сегментов хребта Ломоносова [Knudsen et al., 2017], аналогичные спектры установлены еще как минимум в 15 Арктических местонахождениях. В метаосадочных породах толщи Крумедаллен на Востоке Гренландии [Johnston et al., 2010], породах комплекса Калак Напе Северной Норвегии [Kirkland et al., 2007], породах Кросс-фьорден групп на Северо-Западе Свальбарда [Pettersson et al., 2009], комплекса Ном Северной Аляски [Amato et al., 2014], породах неопротерозоя – нижнего палеозоя п-ова Сьюард [Amato et al., 2009], горных массивов Бритиш, Садллерочит и Шублик на северном склоне Аляски [Strauss et al., 2013], докембрийских песчаников поднятия Менделеева [Кабаньков и др., 2004; 2012; Морозов и др., 2013; Grikurov et al., 2014]. Практически аналогичный пик протерозойских цирконов определяется в палеозойских породах в еще более чем десяти местонахождениях (рис. 10, 11). Такой пик описан в песчаниках карбона–перми о-ва Врангеля [Miller et al., 2010], в породах силура Новой Земли [Lorenz et al., 2013] и о-вов Элсмир и Аксель Хейберг [Beranek et al., 2015], кембрия и девона Северной Земли [Lorenz et al., 2008], среднего аллохтона Скандинавских каледонид [Kirkland et al., 2011], формации Даниш Ривер (S1–D1) и средне-верхнедевонских пород Франклинского бассейна [Anfinson et al., 2012; Beranek et al., 2015], среднего палеозоя о-ва Бельковский и нижнего палеозоя о-ва Беннетта [Ershova et al., 2016].

Рисунок 10     Рисунок 11

Отмечаются широкое циркум-арктическое распространение пород, их широкий возрастной диапазон от неопротерозоя до перми и доминантный (или субдоминантный) характер этого пика в большинстве местонахождений. Первое свидетельствует о больших размерах области сноса, второе – о длительности ее существования, третье – о том, что большинство описанных вмещающих пород – это первичный коллектор, и обломочный материал поступал непосредственно из области сноса, минуя промежуточные коллекторы. Описанные выше факты дают веские основания предполагать, что, начиная с неопротерозоя и как минимум до конца палеозоя, в центре Арктического бассейна существовала крупная область сноса, являвшаяся единым источником кластического материала для множества седиментационных бассейнов Центральной Арктики и периферии СЛО. Скорее всего, такой областью служил фундамент древнего кратона Арктиды-Гипербореи, существование которого предположил Н.С. Шатский [1935] на базе анализа геологии периферии Арктического бассейна. По представлениям Ю.М. Пущаровского [1976], блоки Гиперборейской платформы предполагались в хр. Ломоносова, Альфа-Менделеева и Чукотском поднятии, в котловине Бофорта, а обрамляющие ее складчатые области: мезозоиды Северо-Востока России, поздние каледониды Аляски и ранние – Северной Гренландии и Канадского Арктического архипелага представляют деформированный чехол древнего кратона.

Первые прямые геологические данные, предполагающие существование кратонного блока в пределах поднятия Менделеева и хр. Ломоносова, стали публиковаться В.Я. Кабаньковым с соавторами [2004; 2012] по результатам серии Российских высокоширотных экспедиций Арктика-2000, -2007, -2012. Согласно этим данным, пробоотбором были вскрыты породы позднедокембрийско-палеозойской части разреза платформенного чехла Гиперборейской платформы. К сожалению, техническое несовершенство процесса пробоотбора не позволило авторам доказать эдафогенный генезис рассматриваемых образцов. Очевидно, поэтому данные работы не были широко приняты научной общественностью. Тем не менее все последующие экспедиционные работы так или иначе подтвердили выводы, сделанные этими авторами.

Усовершенствование пробоотборных процедур в недавних экспедициях Арктика-2012 и – 2016 [Морозов и др., 2013; Kossovaya et al., 2018], а также отбор геологических проб с помощью научно-исследовательской глубоководной подводной лодки МО РФ [Базилевская, Сколотнев, 2015] позволили произвести отбор проб непосредственно из коренных пород поднятия Менделеева. Палеонтологические определения представительного комплекса фаунистических останков из карбонатной части разреза [Kossovaya et al., 2018], а также изотопные данные по терригенным породам [Морозов и др., 2013; Grikurov et al., 2014] доказали существование здесь пологозалегающего платформенного чехла Гиперборейской платформы.

Изучая седиментационные и фациальные особенности триасовых песчаников Чукотки, М. Тучкова и соавторы [Tuchkova et al., 2009] пришли к выводу, что нижне- и среднетриасовые терригенные отложения Чукотки формировались за счет поступления обломочного материала из удаленной к северу области сноса. Минеральный состав этих пород доказывает, что источником кластического материала служили как гранито-гнейсовый фундамент древнего кратона, так и перекрывающие его метаосадочные и метавулканические породы.

Таким образом, наши выводы не только согласуются с уже опубликованными данными, но дают и новый фактический материал, подтверждающий существование континентальной области сноса в центре СЛО. Обнажающийся в пределах области центрально-арктических поднятий фундамент Гиперборейской платформы существовал как доминантный источник терригенного материала для Арктической периферии начиная с неопротерозоя. К началу мезозоя поставка терригенного материала из Центрально-Арктической области существенно сократилась. Об этом говорит отсутствие отчетливого пика 900–2100 млн лет в спектрах детритовых цирконов из мезозойских пород материкового обрамления Арктического бассейна.

Так, триасовые песчаники ЗФИ [Соловьев и др., 2015], Верхоянья, Чукотки, о-ва Врангеля, п-ова Лисберн, гор Садллерочит и северной части Свердрупского бассейна [Miller et al., 2006] уже не содержат доминантного палео- и мезопротерозойского пика. Отсутствует этот пик и в триасовых породах Таймыра [Проскурнин и др., 2010]. Вместо него в этой области спектра фиксируется достаточно «плоское» распределение возрастов, говорящее, очевидно, о перемыве и поступление материала уже из вторичных источников. Доминантными источниками сноса становятся области размыва палеозойских и мезозойских образований. По материалам М. Тучковой, на Восточной Чукотке к началу позднего триаса источники сноса поменялись кардинально. Вместо доминирующего в раннем и среднем триасе транспорта осадков из северной области сноса к позднему триасу наблюдается снос осадка с юга [Tuchkova et al., 2009]. Не фиксируется доминантный пик 900–2100 млн лет и в юрско-меловом алевролите из пробы 94-PC27 [Grantz et al., 2001] в приполюсной части хребта Ломоносова.

Положение фронта каледонских деформаций. Важный результат настоящего исследования – возможность установления положения фронта каледонских деформаций на хребте Ломоносова и Восточно-Сибирском шельфе. Отправной точкой для этого являются северные о-ва архипелага Де-Лонга – Генриетта, Жаннетта и Беннетта. Существование каледонских деформаций на этом архипелаге было установлено в 70-х годах прошлого века на основании датировок долеритовых даек позднего ордовика – раннего силура (Ar/Ar 434 ± 2 и 445 ± 2 млн лет), прорывающих деформированные нижнепалеозойские вулканогенно-осадочные образования о-вов Жаннетта и Генриетта [Виноградов и др., 1975]. Новые данные [Ershova et al., 2016], подтверждающие распространение поздних каледонид (элсмерид) на поднятии Де-Лонга, были получены в последние годы в рамках геологических экскурсий на архипелаг, организованных ВСЕГЕИ в 2011–2013 гг. [Кораго и др., 2014; Соболев и др., 2014]. Установлено, что о-ва Генриетты и Жаннетты сложены островодужными вулканогенно-осадочными комплексами вендско-раннепалеозойского возраста. Были получены уточненные датировки как по деформированным вулканогенно-осадочным породам раннего ордовика – среднего силура (< 485 млн лет для о-ва Жаннетта и 426 млн лет для о-ва Генриетта), так и по внедренным в них силлам риодацитов на о-ве Жаннетта (U-Th 483,3 ± 20 млн лет) и трахиандезитов о-ва Генриетта (Ar–Ar 419,2 ± 3,7 млн лет). Выяснено, что интенсивность деформаций усиливается к юго-западной оконечности о-ва Генриетта, где наблюдаются надвиги и складки [Соболев и др., 2014].

Выполненные А.В. Прокопьевым структурные наблюдения показали, что складчатость и надвиги на о-вах Жаннетты и Генриетты в целом имеют близкую западно-юго-западную вергентность, генеральное направление тектонического транспорта с востока на запад [Ershova et al., 2016].

В отличие от описанных выше о-вов Генриетта и Жаннетта, осадочный чехол о-ва Беннетта представлен недеформированными нижнепалеозойскими платформенными образованиями, а ксенолиты гранитов и гранитогнейсов с распложенного рядом о-ва Жохова содержат цирконы с возрастами 670 и 533 млн лет, что подтверждает тиманский возраст фундамента острова [Ershova et al., 2016]. Таким образом, граница эпибайкальского Котельнического блока каледонид о-вов Жаннетты и Генриетты, вероятно, проходит между о-вами Беннетта, Жохова – с одной стороны, и о-вами Жаннетты, Генриетты – с другой (рис. 12).

Рисунок 12

Дальнейшее простирание фронта каледонид в сторону хр. Ломоносова предполагается нами вдоль западного борта отрога Геофизиков, отделяя его от основного горста Сибирского сегмента хребта. К востоку от этой границы нами установлены каледонские высоко-метаморфизованные образования отрога Геофизиков, к западу – недеформированные неопротерозойские отложения платформенного чехла Сибирского сегмента хребта. Наряду с мел-кайнозойскими сбросовыми дислокациями сейсмические данные по Центральному сегменту хребта Ломоносова показывают наличие следов древних компрессионных обстановок, формирующих асимметричную структуру этого сегмента хребта (рис. 12).

В месте резкого изгиба простирания структур хребта примерно на 89° N фронт каледонид срезается правосторонним сдвигом северо-восточного направления. Очевидно, именно к этой зоне приурочена граница между Центральным и Северо-Американским сегментами хребта.

Гетерогенность фундамента хребта Ломоносова. Логично предположить, что заметные различия морфологических характеристик, сейсмической структуры, а также состава коренных пород трех сегментов хребта Ломоносова обусловлены различиями тектонической истории.

Сибирский сегмент является северным продолжением Котельнического блока с Тиманским или, что более вероятно, Гренвильским фундаментом. Позднемезозойская орогения привела к незначительным в основном сбросовым дислокациям без метаморфических изменений. Центральный горст Сибирского сегмента перекрыт субгоризонтальным мезо-кайнозойским чехлом мощностью ~ 500–800 м, который несогласно залегает на поверхности позднедокембрийско-палеозойского чехла Гиперборейской платформы (рис. 12). Метаморфические преобразования, связанные с каледонской орогенией и проявленные на отроге Геофизиков, здесь, по результатам геологического пробоотбора, не фиксируются.

Наиболее контрастный в морфологическом плане Центральный сегмент хребта Ломоносова, по нашим представлениям, располагается во фронтальной зоне каледонид. Палеозойские взбросы и надвиги со сдвиговой компонентой, активизированные в позднемезозойское время, формируют асимметричный облик горст-грабеновой системы этого сегмента. По нашим представлениям, фундамент Гиперборейской платформы здесь был сильно деформирован в ходе раннекаледонского орогенеза (~ 400 млн лет назад), о чем свидетельствуют гнейсы и кристаллические сланцы отрога Геофизиков.

Редуцированный мезо-кайнозойский рыхлый осадочный чехол со структурным несогласием залегает на поверхности складчатого каледонского основания. Возможно также наличие верхнепалеозойско-мезозойского осадочного чехла, однако данных для этого пока недостаточно.

Образцы, драгированные с Гренландского сегмента хребта Ломоносова, свидетельствуют о том, что это часть хребта была вовлечена в раннекаледонский орогенез, коррелируемый с Мак-Клинтокской орогенией северной части о-ва Элсмир и архипелага Свальбард. Деформированные в условиях зеленосланцевых фаций метаморфизма осадочные породы формируют здесь складчатое основание хребта. По результатам Датской геологической экспедиции LOMROCK [Knudsen et al., 2017] можно сделать вывод, что Северо-Американский сегмент хребта Ломоносова располагается в тылу фронта каледонских деформаций и поэтому породы, слагающие его складчатый фундамент, метаморфизованы не выше зеленосланцевых фаций.

Выводы. 1. Наблюдается региональная идентичность возрастных цирконовых спектров из рыхлых гемипелагических осадков, отобранных в различных районах СЛО: в котловине Амундсена, на хр. Ломоносова, а также на поднятии Менделеева. Полученные спектры, очевидно, демонстрируют интегральный «портрет» всех существующих ныне областей сноса СЛО. Во всех спектрах прослеживается преобладание Сибирских областей сноса над Северо-Американскими. Очевидно, что современные седиментационные системы как Евразийского, так и Амеразийского бассейнов находятся под влиянием ледового разноса кластического материала.

Во всех полученных спектрах закономерно отсутствуют мезопротерозойские цирконы с возрастами 900–1600 млн лет. Таким образом, терригенные породы с цирконами этого возраста не принадлежат современным областям сноса СЛО и поэтому не могут считаться материалом ледового разноса. Иными словами, кластические породы, содержащие доминантный пик цирконов с возрастами 900–1600 млн лет (напр. аркозовый песчаник ALR01-18c) имеют местное происхождение и характеризуют обнажения коренных пород in-situ.

2. Описанные в статье обломки неопротерозойского аркозового песчаника ALR07-18c, а также кристаллических, двуслюдяных, кварцевых сланцев и ортогнейсов из пробы ALR07-16b по морфологическим параметрам обломков, результатам изотопных исследований цирконов, а также петрографическим и минералогическим критериям отнесены к коренным породам Сибирского и Центрального сегментов хребта хребта Ломоносова соответственно. Неопротерозойский недеформированный аркозовый песчаник ALR07-18c позволяет сделать вывод о том, что в составе пород акустического фундамента Сибирского сегмента хребта Ломоносова присутствуют породы платформенного чехла континентального блока древней консолидации (Гиперборейская платформа).

Представительный комплекс метаморфических пород средних и высоких степеней метаморфизма, полученный на западном склоне отрога Геофизиков (проба ALR07-16b), свидетельствует о вовлечении Центрального сегмента хребта Ломоносова в каледонский орогенез около 400 млн лет назад. Метаморфические преобразования горных пород, соотносимые с каледонской орогенией, диагностируются на о-вах Генриетта, Жаннетта, а также Северо-Американском сегменте хребта Ломоносова. Фактурные данные позволяют проследить фронт каледонских деформаций с Восточно-Сибирского шельфа, между о-вами Беннетта, Жохова – с одной стороны, и о-вами Жаннетты, Генриетты – с другой, вдоль восточного борта Сибирского сегмента хребта Ломоносова, далее по Центральному сегменту вплоть до сочленения с Северо-Американским сегментом хребта. Морфологически фронт каледонских деформаций совпадает с системой асимметричных горстов и грабенов хр. Ломоносова.

3. Отчетливые различия морфологических характеристик, сейсмической структуры, а также состава коренных пород трех сегментов хребта Ломоносова обусловлены гетерогенностью фундамента и их различной тектонической историей. Сибирский сегмент представляет северную периферию Котельнического блока с Тиманским или, что более вероятно, Гренвильским фундаментом. Центральный сегмент морфологически совпадает с контрастной зоной интенсивных каледонских деформаций с метаморфизмом средних и высоких ступеней, наложенных на Гренвильский фундамент. Гренландский сегмент, скорее всего, следует отнести к тыловым частям раннекаледонского метаморфического события, где породы фундамента Гиперборейской платформы претерпели изменения до фации зеленых сланцев.

4. Возрастные спектры детритовых цирконов, полученные по неопротерозойским породам Сибирского и Северо-Американского сегментов хребта Ломоносова, являются характерными для обширных районов Центральной Арктики и ее периферии. Характерный доминантный мезо-палеопротерозойский пик возрастов с максимумом около 1,6–1,7 млрд лет определяется в метаосадочных породах Восточной Гренландии [Johnston et al., 2010], Северной Норвегии [Kirkland et al., 2007], Свальбарда [Pettersson et al., 2009], Северной Аляски [Amato et al., 2014], п-ова Сьюард [Amato et al., 2009], северного склона Аляски [Strauss et al., 2013], поднятия Менделеева [Морозов и др., 2013; Grikurov et al., 2014]. Кроме того, аналогичный пик определяется в палеозойских породах на о-ве Врангеля [Miller et al., 2010], Новой Земле [Lorenz et al., 2013], о-вах Элсмир и Аксель Хейберг [Beranek et al., 2015], Северной Земле [Lorenz et al., 2013], в Скандинавских каледонидах [Kirkland et al., 2011] и Франклинском бассейне [Anfinson et al., 2012; Beranek et al., 2015], о-вах Бельковский и Беннетта [Ershova et al., 2016]. Наиболее вероятным источником этого кластического материала нам представляется фундамент Гиперборейской платформы.

Авторы искренне благодарны С.Д. Николаеву и Е.Е. Талденковой (МГУ) за проведенные петрографические и минералогические исследования обломков горных пород, а также С.П. Шокальскому, В.А. Виноградову и Е.А. Гусеву за консультации и конструктивную критику работы. Лабораторные исследования геологического материала выполнены при поддержке гранта РФФИ 15-05-08497.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Базилевская Е.С., Сколотнев С.Г. Железомарганцевые отложения с хребта Менделеева (Северный Ледовитый океан) // Доклады Академии наук. 2015. Том 464, № 6. С. 708-711.

1а. Виноградов В.А., Каменева Г.И., Явшиц Г.П. О Гиперборейской платформе в свете новых данных по геологическому строению о-ва Генриетты // Тектоника Арктики. Вып. 1. Л.: НИИГА, 1975. С. 38–42.

2. Деменицкая Р.М., Киселев Ю.Г. Особенности строения, морфологии осадочного чехла центральной части хребта Ломоносова по сейсмическим исследованиям // Геофизические методы разведки в Арктике. Л.: НИИГА, 1968. Т. 5. С. 33–46.

3. Зоненшайн Л.П., Натапов Л.М. Тектоническая история Арктики // Актуальные проблемы тектоники. М.: Наука, 1987. С. 31–57.

4. Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Лопатин Б.Г. Геология Амеразийского суббассейна // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2012. Т. 223. № 8. С. 30–40.

5. Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Иванов В.Н., Петрова В.И. О геотектонической природе системы Центрально-Арктических морфоструктур и геологическое значение донных осадков в ее определении // Геотектоника. 2004. Т. 6. С. 33–48.

5а. Кораго Е.А., Верниковский В.А., Соболев Н.Н., Ларионов А.Н., Сергеев С.А., Столбов Н.М., Проскурнин В.Ф., Соболев П.С., Метелкин Д.В., Матушкин Н.Ю., Травин А.В. Возраст фундамента островов Де-Лонга (архипелаг Новосибирские острова): новые геохронологические данные // Доклады РАН. 2014. Т. 457. № 3. С. 315-322.

6. Морозов А.Ф., Петров О.В., Шокальский С.П., Кашубин С.Н., Кременецкий А.А., Шкатов М.Ю., Каминский В.Д., Гусев Е.А., Грикуров Г.Э., Рекант П.В., Шевченко С.С., Сергеев С.А., Шатов В.В. Новые геологические данные, обосновывающие континентальную природу области Центрально-Арктических поднятий // Региональная геология и металлогения. 2013. № 53. С. 34-55.

7. Пискарев А.Л. Строение фундамента Евразийского бассейна и Центральных хребтов Северного Ледовитого океана // Геотетоника. 2004. № 6. С. 49–66.

8. Пискарев А.Л. и др. Арктический бассейн (геология и морфология). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2017. 291 c.

8а. Проскурнин В.Ф., Петров О.В., Гавриш А.В., Падерин П.Г., Мозолева И.Н., Петрушков Б.С., Багаева А.А. Раннемезозойский пояс карбонатитов полуострова Таймыр // Литосфера. 2010. № 3. С. 95-102.

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

9а. Рекант П.В., Гусев Е.А. Сейсмогеологическая модель строения осадочного чехла прилаптевоморской части хребта Ломоносова и прилегающих глубоководных котловин Амундсена и Подводников // Геология и геофизика. 2012. Т. 53. № 11. С. 1497-1512.

10. Рекант П.В., Петров О.В., Кашубин С.Н., Рыбалка А.В., Винокуров И.Ю., Гусев Е.А. История формирования осадочного чехла глубоководной части арктического бассейна по данным сейсмических исследований МОВ­ОГТ // Региональная геология и металлогения. 2015. № 64. С. 11-27.

10а. Рекант П.В., Пяткова М.Н., Николаев С.Д., Талденкова Е.Е. Донно-каменный материал отрога Геофизиков, как петротип пород фундамента южной части хребта Ломоносова (Северный Ледовитый океан) // Геология и геоэкология континентальных окраин Евразии. Вып. 4. М.: ГЕОС, 2012. С. 29-40.

11. Сергеев С.А., Пресняков С.Л., Антонов А.В., Беляцкий Б.В., Родионов Н.В., Шевченко С.С. Первые находки палео- и мезо-архейских цирконов в породах внутрибассейновых шельфовых поднятий Арктики: индикатор присутствия древнейшей зрелой континентальной коры // Докл. РАН. 2015. Т. 463. № 1. С. 79–84.

12. Соболев Н.Н., Метелкин Д.В., Верниковский В.А., Матушкин Н.Ю., Прокопьев А.В., Ершова В.Б., Шманяк А.В., Петров Е.О. Первые сведения о геологии острова Жаннетты (архипелаг Де-Лонга, Новосибирские острова) // Доклады Академии наук. 2014. Т. 459. № 5. С. 595-600.

13. Соловьев А.В., Зайончек А.В., Супруненко О.И., Брекке Х., Фалеиде Я.И., Рожкова Д.В., Хисамутдинова А.И., Столбов Н.М., Хоуриган Д.K. Эволюция источников сноса триасовых отложений архипелага Земля Франца-Иосифа: U/Pb LA-ICP-MS датирование обломочного циркона из скважины Северная // Литология и полезные ископаемые. 2015. № 2. С. 113–128.

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

15. Amato J.M., Till A.B., Aleinikoff J.N., Bleick H.A. U-Pb detrital zircon geochronology as evidence for the origin of the Nome Complex, northern Alaska, and implications for regional and trans-Arctic correlations // Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 2014. Vol. 506. P. 111–131.

16. Amato J.M., Toro J., Miller E.L. et al. Late Proterozoic – Paleozoic evolution of the Arctic Alaska Chukotka terrane based on U-Pb igneous and detrital zircon ages: Implications for Neoproterozoic paleogeographic reconstructions // Geol. Soc. Am. Bull. 2009. Vol. 121. P. 1219–1235.

17. Anfinson O.A., Leier A.L., Embry A.F., Dewing K. Detrital zircon geochronology and provenance of the Neoproterozoic to Late Devonian Franklinian Basin, Canadian Arctic Islands // Bull. Geol. Soc. Am. 2012. Vol. 124. N 3/4. P. 415–430.

18. Beranek L.P., Pease V., Hadlari T., Dewing K. Silurian flysch successions of Ellesmere Island, Arctic Canada, and their significance to northern Caledonian palaeogeography and tectonics // J. Geol. Soc. London. 2015. Vol. 172. P. 201–212.

19. Ershova V.B., Lorenz H., Prokopiev A.V. et al. The De Long Islands: A missing link in unraveling the Paleozoic paleogeography of the Arctic // Gondwana Res. 2016. URL: https://doi.org/10.1016/j.gr (дата обращения: 16.05.2015).

20. Grantz A., Pease V.L., Willard D.A. et al. Bedrock cores from 89° North: Implications for the geologic framework and neogene paleoceanography of Lomonosov ridge and a tie to the Barents shelf // Bull. Geol. Soc. Am. 2001. Vol. 1130. N 10. P. 1272–1281.

21. Griffin W.L., Pearson N.J., Belousova E. et al. The Hf isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICPMS analysis of zircon megacrysts in kimberlites // Geochim. Cosmochim. Acta. 2000. Vol. 64. P. 133–147.

22. Grikurov G., Petrov O., Shokalsky S. et al. Zircon geochronology of bottom rocks in the central Arctic Ocean: analytical results and some geological implications // Proceedings of the Six International conference on Arctic margins (APEX-VI). U.S. 2014. P. 203–224.

23. Johnston S.M., Hartz E.H., Brueckner H.K., Gehrels G.E. U-Pb zircon geochronology and tectonostratigraphy of southern Liverpool Land, East Greenland: Implications for deformation in the over-riding plates of continental collisions // Earth Planet. Sci. Lett. Vol. 297. 2010. P. 512–524.

24. Jokat W., Uenzelmann-Neben G., Kristoffersen Y., Rasmussen T.M. Lomonosov Ridge – A double-sided continental margin // Geology. 1992. Vol. 20. P. 887–890.

25. Jokat W. The sedimentary structure of the Lomonosov Ridge between 88°N and 80°N // Geophys. J. Int. 2005. Vol. 163. P. 698–726.

26. Kirkland C.L., Bingen B., Whitehouse M.J. et al. Neoproterozoic palaeogeography in the North Atlantic Region: inferences from the Akkajaure and Seve Nappes of the Scandinavian Caledonides // Precambr. Res. 2011. Vol. 186. P. 127–146.

27. Kirkland C.L., Daly J.S., Whitehouse M.J. Provenance and terrane evolution of the Kalak Nappe Complex, Norwegian Caledonides: implications for Neoproterozoic paleogeography and tectonics // J. Geol. 2007. Vol. 115. P. 21–41.

28. Knudsen C., Hopper J.R., Bierman P.R. et al. Samples from the Lomonosov Ridge place new constraints on the geological evolution of the Arctic Ocean // Circum-Arctic Lithosph. Evol. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 2017. Vol. 460. P. 397–418.

29. Kossovaya O.L., Tolmacheva T.Yu., Petrov O.V. et al. Paleozoic carbonates and fossils of the Mendeleev Rise (Eastern Arctic): a study of dredged seafloor material // J. Geodyn. 2018. URL: https://doi.org/10.1016/j.jog

30. Lorenz H., Gee D.G., Korago E. et al. Detrital zircon geochronology of Palaeozoic Novaya Zemlya – a key to understanding the basement of the Barents Shelf // Terra Nova. 2013. Vol. 25. P. 496–503.

31. Lorenz H., Gee D.G., Simonetti A. Detrital zircon ages and provenance of the Late Neoproterozoic and Palaeozoic successions on Severnaya Zemlya, Kara Shelf: a tie to Baltica // Nor. J. Geol. 2008. Vol. 88. P. 235–258.

32. Miller E.L., Gehrels G.E., Pease V., Sokolov S. Stratigraphy and U-Pb detrital zircon geochronology of Wrangel Island, Russia: Implications for Arctic paleogeography // Am. Assoc. Pet. Geol. Bull. 2010. Vol. 94. N 5. P. 665–692.

33. Miller E.L., Toro J., Gehrels G. et al. New insights into Arctic paleogeography and tectonics from U-Pb detrital zircon geochronology // Tectonics. 2006. Vol. 25. P. 1–19.

34. Pettersson C.H., Pease V., Frei D. et al. U-Pb zircon provenance of metasedimentary basement of the Northwestern Terrane, Svalbard: Implications for the Grenvillian-Sveconorwegian orogeny and development of Rodinia // Precambrian Res. 2009. URL: https://doi.org/10.1016/j.precamres

35. Rekant P., Nikolaev S., Taldenkova E. Bedrock sampling of Siberian and Central Segments of Lomonosov Ridge. Implications for the geological and tectonic framework // Arktos. 2018 (в печати).

36. Sweeney J.F., Weber J.R., Blasco S.M. et al. Continental ridges in the Arctic Ocean, LOREX constraints // Tectonophysics. 1982. Vol. 89. P. 217–238.

37. Tuchkova M.I., Sokolov S., Kravchenko-Berezhnoy I.R. Provenance analysis and tectonic setting of the Triassic clastic deposits in Western Chukotka, Northeast Russia // Stephan Mueller Spec. Publ. Ser. 2009. Vol. 4. P. 177–200.

 


P.V. Rekant (VSEGEI), V.YA. Kaban’kov, I.A. Andreeva (VNIIOkeangeologia), O.V. Petrov, B.V. Belyatsky, N.N. Sobolev (VSEGEI)

BEDROCK SAMPLING IN THE LOMONOSOV RIDGE AS A KEY TO UNDERSTANDING ITS GEOLOGICAL NATURE

Comprehensive analisis of geological data indicate the heterogeneity of the Lomonosov Ridge basement. Siberian segment is considered to be a northern edge of the Kotel’ny Island block with the Timanian or Grenville basement. The Central segment is coincides with Caledonian deformations front with middle and high grade metamorphism. The North-American segment is supposed to be a hinterland of early Caledonian metamorphic event.

Keywords: Lomonosov Ridge, Hyperborean platform, Arctida, geological bedrocks sampling, IRD, Caledonian deformations front.

 

 

 

Ссылка на статью:

 

Рекант П.В., Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Петров О.В., Беляцкий Б.В., Соболев Н.Н. Геологическое опробование коренных пород хребта Ломоносова как ключ к пониманию его геологической природы // Региональная геология и металлогения. 2018. № 75. С. 5-22.

 



 



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz