1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Литология и полезные ископаемые
  4. № 3, 2022

Литология и полезные ископаемые, 2022, № 3, стр. 252-269

Результаты U‒Pb датирования зерен детритового циркона из верхнемеловых отложений острова Новая Сибирь (Новосибирские острова, группа Анжу)

В. В. Костылева a, *, А. В. Моисеев a, Е. В. Щепетова a, А. Э. Басилян a, Б. Г. Голионко a, П. А. Никольский a, А. И. Хисамутдинова a, Н. А. Малышев b, В. Е. Вержбицкий b, В. В. Обметко b, А. А. Бородулин b

a Геологический институт РАН
119017 Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1, Россия

b ПАО “НК “Роснефть”
117997 Москва, Софийская наб., 26/1, Россия

* E-mail: kovikto@yandex.ru

Поступила в редакцию 30.07.2021
После доработки 13.12.2021
Принята к публикации 28.12.2021

Полный текст (PDF)

Аннотация

Проведено U‒Pb (LA-ICP-MS) датирование зерен детритового циркона из верхнемеловых вулканогенно-терригенных отложений острова Новая Сибирь. Датирование показало присутствие в туффитах и туфопесчаниках деревянногорской свиты зерен циркона широкого возрастного интервала: от архейских до позднемеловых. Средневзвешенный возраст для самой молодой популяции зерен циркона составляет 88 ± 1.0 млн лет, поэтому нижний предел времени накопления деревянногорской свиты можно ограничить коньякским веком. Перенос терригенного материала происходил с юго-запада и юга на север и северо-восток. Главными источниками обломочного материала для позднемелового осадочного бассейна в районе о. Новая Сибирь были: верхнеюрско-неокомские терригенные толщи Новосибирско-Чукотской складчатой области, разновозрастные структурно-вещественные комплексы Южно-Анюйской покровно-складчатой зоны и северной части Верхояно-Колымской складчатой области, посторогенные апт-нижнеальбские вулканические и плутонические породы, развитые на Ляховских островах и мысе Святой Нос. Второстепенными источниками кластики могли служить триасовые терригенные породы северного Верхоянья. Не исключено поступление части кластогенного материала с западных островов Анжу, вследствие размыва апт-нижнеальбских терригенно-вулканогенных отложений. Позднемеловая популяция зерен циркона связана с синхронным осадконакоплению эксплозивным кислым вулканизмом в Восточной Арктике.

Ключевые слова: верхний мел, детритовый циркон, U‒Pb (LA-ICP-MS) датирование, остров Новая Сибирь, Новосибирские острова, Восточная Арктика.

Архипелаг Новосибирские острова расположен на шельфе Северного Ледовитого океана между морем Лаптевых и Восточно-Сибирским морем и состоит из трех групп остров: Де-Лонга на севере, Анжу в центральной части и Ляховских на юге (рис. 1). В геологическом строении архипелага участвуют в основном интенсивно деформированные палеозойские и мезозойские (доаптские) осадочные комплексы, которые ныне обнажены среди поля развития кайнозойских отложений. На островах Анжу и Ляховских островах эти комплексы участвуют в строении Новосибирско-Чукотской орогенной области (см. рис. 1, врезка), которая на юге отделена Южно-Анюйской сутурой от верхнеюрско-неокомского вулканогенного комплекса Святоносской (Анюйско-Святоносской) островной дуги, входящей в состав Верхояно-Колымской складчатой области [Зоненшайн и др., 1990; Тектоника …, 2001; Соколов, 2010; Соколов и др., 2015; Моисеев и др., 2021].

Рис. 1.

Региональное положение о. Новая Сибирь и схема распространения докайнозойских осадочных и вулканогенных комплексов на Новосибирских островах (по [Труфанов и др., 1986; Кузьмичев и др., 2006, 2009а, б; Соловьев, Миллер, 2014; Бургуто и др., 2016] с упрощениями). 1–3 – Новосибирско-Чукотская складчатая область: верхнепалеозойский терригенно-карбонатный комплекс; 2 – триасово-юрский терригенный комплекс; 3 – верхнеюрско-неокомовый терригенный комплекс; 4 – северная граница Южно-Анюйской сутуры; 5 – сложнодислоцированные разновозрастные базальт-кремнисто-терригенные толщи в составе Южно-Анюйской покровно-складчатой зоны (сутуры); 6 – верхнеюрско-неокомский Святоносский островодужный комплекс; 7, 8 – посторогенные комплексы осадочного чехла: 7 – апт-нижнеальбский угленосный терригенно-вулканогенный, 8 – верхнемеловой угленосный вулканогенно-терригенный; 9 – палеоген-четвертичные образования; 10–12 – апт-альбские посторогенные магматические комплексы: 10 – гранитоиды, 11 – андезиты, 12 – базальты. На врезке фрагмент тектонической схемы Северо-Востока Азии (по [Соколов и др., 2015; Акинин и др., 2009] с упрощениями): 13 – Сибирский кратон; 14 – Верхояно-Колымская складчатая область; 15 – Новосибирско-Чукотская складчатая область; 16 – Южно-Анюйская сутура; 17 – Колымский батолитовый пояс; 18 – северная часть Главного батолитового пояса; ВСНП – Верхоянский складчато-надвиговый пояс.

Менее широко распространены апт-альбские и верхнемеловые вулканогенно-осадочные угленосные комплексы, которые развиты только на островах Анжу и о. Беннетта (см. рис. 1). Апт-альбский угленосный комплекс С.С. Драчев и А.В. Прокопьев с соавторами относят к синорогенным образованиям [Драчев и др., 2001; Drachev et al., 2010; Prokopiev et al., 2018], другие геологи связывают накопление угленосных толщ в конце раннего мела и в позднем мелу с посторогенным растяжением в рассматриваемом регионе [Малышев и др., 2010а, 2010б; Кузьмичев и др., 2009б; Kuzmichev, 2009; Соколов и др., 2015; Nikishin et al., 2017, 2019; Никишин и др., 2019]. По результатам интерпретации сейсмических разрезов на прилегающем к Новосибирским островам шельфе, потенциально нефтегазоматеринские осадочные комплексы апт-альбского и позднемелового возраста могут иметь довольно широкое распространение [Косько, 2013; Попова и др., 2018; Иванов, 2002; Секретов, 2002; Drachev et al., 2010; Алексеев и др., 2011]. Глубокое бурение в Восточно-Арктических морях не проводилось, поэтому для прогноза залежей углеводородов на шельфе ключевыми объектами являются ест-ественные обнажения угленосных толщ на Новосибирских островах.

Апт-альбские терригенные угленосные прибрежно-континентальные отложения, содержащие риолитовые туфы и игнимбриты, исследованы детально на о. Котельном [Непомилуев и др., 1979; Косько и др., 1985, 2013; Кузьмичев и др., 2009б, 2018; Никитенко и др., 2017; Prokopiev et al., 2018]. В работах А.Б. Кузьмичева с соавторами проведен анализ источников терригенного материала и установлено направление его транспортировки с юга на север от Верхояно-Колымской складчатой области в сторону Арктического океана [Кузьмичев и др., 2018]. Изученность верхнемеловых вулканогенно-терригенных угленосных образований, развитых на восточных островах группы Анжу, более слабая. Основные сведения о строении верхнемеловых толщ, их составе и генезисе были получены в результате среднемасштабной геологической съемки (1974‒1976 гг.). На Земле Бунге, островах Фаддеевский и Новая Сибирь выделены сеноман-туронская бунгинская свита и туронская деревянногорская свита [Труфанов и др., 1979, 1986].

Бунгинская свита вскрыта несколькими картировочными скважинами и сложена слаболитифицированными вулканогенно-терригенными континентальными угленосными отложениями, мощностью до 170 м, залегающими на риолитах нижнего альба [Труфанов и др., 1979, 1986; Kos’ko, Trufanov, 2002; Косько и др., 2013]. Возраст свиты был определен по остаткам ископаемой флоры и спорово-пыльцевым комплексам [Труфанов и др., 1979, 1986]. Деревянногорская свита распространена только на о. Новая Сибирь [Труфанов и др., 1979, 1986]. Она вскрыта одной картировочной скважиной № 46 и была установлена в естественных выходах на дневную поверхность (см. рис. 1). По результатам бурения мощность деревянногорской свиты составляет 110 м [Труфанов и др., 1986; Kos’ko, Trufanov, 2002]. Деревянногорская свита согласно залегает на бунгинской свите и сложена рыхлыми или вязкими, реже литифицированными вулканогенно-терригенными угленосными прибрежно-континентальными отложениями [Иванов, Яшин, 1959; Клубов, 1976; Труфанов и др., 1986; Алексеев и др., 2011]. Возраст свиты был принят как туронский по результатам изучения богатого комплекса ископаемой флоры и палинологическим данным [Труфанов и др., 1986]. В это же время Н.М. Бондаренко, изучая спорово-пыльцевые комплексы деревянногорской свиты в скв. № 46, пришла к выводу об их позднетуронско-коньякском возрасте [Бондаренко, 1983]. Последующие исследования ископаемой флоры из коллекций разных лет подтвердили ее близость с туронскими (возможно турон-коньякскими) флорами Северо-Востока Азии и Северной Аляски [Herman, Spicer, 1994; Герман и др., 2010, 2019].

В 2016 г. на о. Новая Сибирь в рамках совместного проекта с ПАО “НК “Роснефть” ГИН РАН были проведены научно-исследовательские работы, включавшие отбор проб для U–Pb датирования зерен детритового циркона из вулканогенно-терригенной деревянногорской свиты. Полученные данные позволили уточнить нижний предел времени накопления свиты, а также реконструировать источники кластогенного материала для позднемелового осадочного бассейна в районе о. Новая Сибирь.

ДЕРЕВЯННОГОРСКАЯ СВИТА В ЕСТЕСТВЕННЫХ ОБНАЖЕНИЯХ

Деревянногорская свита развита в двух районах на юго-западе о. Новая Сибирь: на мысе Утес Деревянных Гор и в междуречье Малой Средней и Топографической, правых притоков р. Средняя (рис. 2).

Рис. 2.

Схематическая геологическая карта юго-западной части о. Новая Сибирь (по [Труфанов и др., 1986] с упрощениями) и сводный разрез деревянногорской свиты на м. Утес Деревянных Гор (по наблюдениям авторов). 1 – верхнемеловые отложения; 2 – нижне-средненеоплейстоценовые отложения; 3 – верхненеоплейстоценовые и современные отложения; 4 – пески; 5 – туфогенные пески, псаммитовые туффиты нелитифицированные; 6 – туфопесчаники и псаммитовые туффиты литифицированные; 7 – туфогенные алевриты, туффиты алевритовые нелитифицированные; 8 – туфоалевролиты и алевритовые туффиты литифицированные; 9 – туфогенные глины и пелитовые туффиты нелитифицированные; 10 – туфогенные аргиллитоподобные глины и пелитовые туффиты литифицированные; 11 – риолитовые пеплы; 12 – бурые угли; 13 – остатки ископаемой флоры; 14 – остатки корневых систем ископаемых растений; 15 – надвиги; 16 – наивысшая точка острова (76 м над уровнем моря), береговой обрыв. Цифрами в кружках показаны точки наблюдения.

Свита несогласно перекрыта нижне-средненеоплейстоценовыми отложениями, вместе с которыми интенсивно деформирована с образованием складчато-надвигового сооружения, возвышающегося над уровнем моря на 76 м в районе мыса Утес Деревянных Гор [Труфанов и др., 1986; Kos’ko, Trufanov, 2002; Данукалова, Кузьмичев, 2014; Голионко и др., 2019]. Складки и надвиги имеют преимущественно северо-западное простирание и юго-западную вергентность (см. рис. 2). Данные структуры представляют собой гляциодислокации [Данукалова, Кузьмичев, 2014; Голионко и др., 2019]. Вкрест простирания структур в надвиговых пластинах наблюдается неоднократное повторение различных частей разреза деревянногорской свиты.

Мыс Утес Деревянных Гор (район наблюдений 1)

На мысе Утес Деревянных Гор обнаженность пород в береговых обрывах и долинах ручьев у-довлетворительная и хорошая. Это позволило составить разрез, в котором представлены три литологически различные толщи общей видимой мощностью около 90–95 м (см. рис. 2).

Нижняя толща (видимая мощность около 35 м) обнажена главным образом в основании береговых обрывов (рис. 3а); неполный ее разрез также установлен нами в ряде фронтальных надвиговых пластин. Толща сложена зеленоватыми и бурыми алевритовыми и пелитовыми нелитифицированными туффитами и туфогенными отложениями. В разрезе толщи наблюдаются два маломощных прослоя бурого угля и два прослоя зеленого пелитового риолитового пепла, мощностью до 1 м. В кровле толщи залегают светло-серые разнозернистые литифицированные туффиты и туфопесчаники, которые образуют выдержанный по простиранию надвиговых пластин слой, мощностью до 4 м (см. рис. 3а). Слой содержит обломки углефицированных стволов деревьев и многочисленные отпечатки листьев, подробно исследованных А.Б. Германом [Герман и др., 2019]. В изученных обнажениях толща не показывает каких-либо существенных фациальных изменений и представлена, вероятно, отложениями верхней части аллювиально-дельтовой равнины. Флороносный слой опробован на U‒Pb датирование зерен детритового циркона в береговом обрыве (точка н-аблюдения 1–8, проба NS1-8-1) (см. рис. 2, 3а, рис. 4). Координаты отобранной пробы приведены в табл. 1.

Рис. 3.

Обнажения деревянногорской свиты в районе мыс Утес Деревянных Гор. а – туффит псефитово-псаммитовый флороносный, верхи нижней толщи I и ее контакт с угольным пластом средней толщи II; б – туффит псефитово-псаммитовый с отпечатками ископаемой листовой флоры и обломками углефицированной древесины на поверхности напластования (проба NS1-8-1); в – слой туфопесчаника разнозернистого, верхи средней толщи II; г – туфопесчаник с обломком углефицированного древесного ствола в подошве слоя (проба NS1-3-5); д – надвиговая пластина, “бронирующая” береговой обрыв, сложенная переслаиванием туфоалевролитов и туфопесчаников (проба NS1-5-10). Римскими цифрами обозначены толщи, красной линией – надвиг.

Рис. 4.

Строение изученных разрезов деревянногорской свиты в районе мыса Утес Деревянных Гор (район наблюдений 1). Условные обозначения см. рис. 2.

Таблица 1.  

Координаты мест отбора проб из разрезов деревянногорской свиты

№ № т.н. Проба Толща Порода Координаты
с.ш. в.д.
Мыс Утес Деревянных Гор, район наблюдений 1
1 1-3 NS1-3-5 II Туфопесчаник 75°00.136′ 147°12.114′
2 1-5 NS1-5-10 ? Туфопесчаник 75°00.755′ 147°06.466′
3 1-8 NS1-8-1 I Туффит псефитово-псаммитовый 75°00.141′ 147°09.226′
Междуречье Малой Средней и Топографической, район наблюдений 2
4 2-1 NS2-1-1 ? Туфопесчаник 74°59.446′ 147°52.717′
5 2-2 NS2-1-5 ? Туфопесчаник 74°59.437′ 147°52.724′

Средняя толща (видимая мощность 35–40 м) также обнажена в береговых обрывах, где она надстраивает нижнюю толщу без признаков перерыва. Разрез представлен серией угленосных циклитов с мощностью буроугольных пластов до 7 м. Фрагменты средней толщи обнажены также в ряде надвиговых пластин в различных частях Деревянных Гор.

Вблизи наивысшей точки острова (см. рис. 2) в верхних надвиговых пластинах угленосные циклиты сложены бурыми и бежево-светло-серыми алевритами, реже песками и глинами с незначительной примесью (до 10%) сингенетичного пирокластического материала. По-видимому, толща здесь представлена отложениями нижней, периодически заливавшейся морем части прибрежной равнины, что подтверждено единичными находками позднемеловых фораминифер (определения В.Н. Беньямовского) Hedbergella cf. holzli (Hagn.) и Globigerinelloides cf. asper (Ehrenb.).

В нескольких километрах юго-восточнее наивысшей точки острова, средняя толща представлена отложениями верхней части аллювиально-дельтовой равнины, которая, вероятно, не подвергалась воздействию морских процессов. В составе угленосных циклитов здесь преобладают туффиты и туфогенные отложения, среди которых залегает слой тонкозернистого витрокластического риолитового пепла [Kostyleva et al., 2019]. Средняя толща была детально изучена именно на этом участке (см. рис. 2), в долине безымянного ручья, где в направлении с северо-востока на юго-запад вкрест простирания гляциотектонических структур выделено шесть надвиговых пластин [Голионко и др., 2019]. В центре долины ручья, в нескольких пластинах нами установлено повторение разреза верхов толщи. Вмещающие угольные пласты отложения представлены преимущественно коричневыми и темно-серыми алевритовыми и пелитовыми туффитами, туфоалевритами и туфопелитами, а также их литифицированными разностями. В нижней части последовательности залегает слой литифицированных светло-серых разнозернистых туффитов и туфопесчаников, с линзами и прослоями, насыщенными углефицированными остатками ископаемых растений. На поверхностях напластования изредка можно встретить отпечатки листовой флоры, аналогичной флоре из нижней толщи [Герман и др., 2019]. Иногда в подошве слоя присутствуют крупные фрагменты углефицированных стволов деревьев (см. рис. 3б). Этот слой был опробован на U–Pb датирование зерен детритового циркона в одной из надвиговых пластин (точка наблюдения 1-3, проба NS1-3-5) (см. рис. 3б, 4, табл. 1).

Верхняя толща (максимальная видимая мощность 15 м) обнажена фрагментарно в центральной части береговых обрывов и представлена в составе некоторых надвиговых пластин на северо-западе и юго-востоке Деревянных Гор. Толща сложена преимущественно нелитифицированными светло-серыми или бежевыми алевритовыми туффитами с прослоями туфогенных темно-коричневых углистых глин и содержит невыдержанный маломощный прослой светло-зеленого пелитового риолитового пепла. В отложениях часто наблюдаются единичные или множественные остатки корневых систем ископаемых растений. Пробы для датирования зерен детритового циркона из верхней толщи нами не отбирались.

Вблизи наивысшей точки острова была также отобрана проба туфопесчаника (см. рис. 2) из верхней, “бронирующей” береговой обрыв, надвиговой пластины видимой мощностью до 8 м (точка наблюдения 1-5, проба NS1-5-10) (см. рис. 3в, 4, табл. 1). Пластина сложена переслаиванием серых туфоалевролитов и средне-мелкозернистых туфопесчаников; их принадлежность к какой-либо толще деревянногорской свиты не установлена.

Междуречье Малой Средней и Топографической (район наблюдений 2)

В междуречье Малой Средней и Топографической из-за плохой обнаженности были изучены только фрагменты верхнемелового разреза в двух надвиговых пластинах, имеющих северо-западное простирание (см. рис. 2). В рельефе выходы деревянногорской свиты здесь образуют невысокие гряды, “бронированные” серыми мелко-среднезернистыми и разнозернистыми массивными туфогенными песчаниками, видимой мощностью до 4 м (рис. 5), представляющими собой, по-видимому, отложения внутридельтовых русловых каналов. В протяженных высыпках также встречаются светло-серые рыхлые алевритовые туффиты с остатками корневых систем ископаемых растений.

Рис. 5.

Деревянногорская свита в междуречье Малой Средней и Топографической. а – обнажение туфопесчаника верхней надвиговой пластины (точка наблюдения 2-1), б – строение разреза деревянногорской свиты в точках наблюдения 2-1, 2-2. Условные обозначения см. рис. 2.

Из туфогенных песчаников обеих надвиговых пластин отобраны пробы для U‒Pb датирования зерен детритового циркона (точки наблюдения 2-1, 2-2, пробы NS2-1-1, NS2-1-5) (см. рис. 5б, табл. 1).

Петрографическая характеристика опробованных отложений

В обоих районах наблюдения псефитово-псаммитовые туффиты и туфогенные песчаники имеют низкую степень структурной зрелости. Сортировка отсутствует или плохая, окатанность кластогенного материала различная (рис. 6а). Преобладают неокатанные угловатые зерна, но встречено и значительное количество полуокатанных со сглаженными углами кристаллокластов кварца, полевых шпатов и обломков пород, вероятно, претерпевших не менее одного цикла переотложения.

Рис. 6.

Микрофотографии шлифов в проходящем свете (а) и петрографический состав (б) псефитово-псаммитовых туффитов и туфогенных песчаников деревянногорской свиты. Q – кристаллокласты кварца, F – полевые шпаты, R – обломки пород: V – вулканогенных, S –осадочных и метаосадочных, М – метаморфических; Gl – стекловатый цемент. Классификационные поля составов песчаников на диаграмме В.Д. Шутова [Граувакки …, 1972]: 1 – мономиктовые кварцевые, 2 – кремнекластитокварцевые, 3 – полевошпат-кварцевые, 4 – мезомиктовые кварцевые, 5 – аркозы, 6 – граувакковые аркозы, 7 – кварцевые граувакки, 8 – полевошпат-кварцевые граувакки, 9 – кварц-полевошпатовые граувакки, 10 – полевошпатовые граувакки, 11 – преимущественно пирокластические отложения.

В соответствии с классификацией В.Д. Шутова [Граувакки …, 1972], псефитово-псаммитовые туффиты и туфогенные песчаники имеют преимущественно кварцевый мезомиктовый состав или относятся к полевошпатово-кварцевым грауваккам и граувакковым аркозам с высоким содержанием кластогенного кварца (см. рис. 6б). Среди обломочного кварца (по классификации типов структурных дефектов [Симанович, 1978]) преобладают зерна метаморфического генезиса: поликристаллические, с волнистым, реже блочным погасанием. Встречаются также зерна кварца, насыщенные включениями игольчатого рутила и включениями минералообразующей среды (кварц молодых гранитоидов и гидротермальный соответственно, по [Симанович, 1978]). Некоторые зерна монокристаллического кварца резорбированы (вулканогенный кварц?). Полевые шпаты представлены альбитом, ортоклазом и микроклином, реже андезином. Обломки пород по составу и происхождению весьма разнообразны. Значительная их часть представлена магматическими породами, среди которых преобладают кислые вулканиты с микрофельзитовой структурой. Присутствуют также обломки гранитоидов в виде полевошпатово-кварцевых микросростков, а также, по-видимому, обломки базальтов, которые распознаются по многочисленным лейстам плагиоклаза, заключенным в тонкозернистую хлоритизированную или ожелезненную массу. Обломки осадочных пород представлены алевролитами и черными аргиллитами, реже кремнями. Иногда наблюдаются обломки метаалевролитов, слюдисто-кварцевых и глинистых сланцев. Кроме того, встречаются черепки девитрифицированного пемзовидного кислого стекла, отнесенные нами к эпикластам, а также интракласты пелитовых и алевритовых туффитов. Обломки измененного биотита и мелкие чешуйки светлой слюды редки. Цементом пород служит прозрачное, практически изотропное риолитовое стекло, аналогичное по составу витрокластам из пеплового прослоя в средней толще [Kostyleva et al., 2019]. Количество стекловатого цемента иногда достигает 50% площади шлифов.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

В ходе полевых работ был проведен отбор проб (массой 5 кг) псефитово-псаммитовых и псаммитовых разностей вулканогенно-терригенных отложений, из которых в Группе технологической обработки пород (ГИН РАН) были выделены монофракции зерен детритового циркона с использованием стандартных методик плотностной и магнитной сепарации (http://ftlab.ginras.ru/metodika.htm).

U–Pb LA-ICP-MS датирование было выполнено под руководством П.Б. О’Салливана с использованием оборудования Геоаналитической лаборатории Школы наук о Земле и окружающей среде Вашингтонского государственного университета, г. Пуллман, штат Вашингтон, США. Методика изложена в работах [Bradley et al., 2007; Hults et al., 2013; Moore et al., 2015]. Для каждой пробы были проведены измерения 110 произвольно выбранных зерен цирконов. Данные изотопных измерений приведены в табл. (Приложение) . Для зерен старше 1.4 млрд лет, были использованы 206Pb/207Pb измеренные возрасты, для зерен моложе 1.4 млрд лет – 206Pb/238U возрасты. В расчет принимались зерна с конкордантностью не ниже 90%, зерна моложе 600 млн лет были приняты все без исключения. Гистограммы и кривые плотности вероятности (рис. 7) построены в программе Isoplot/Ex 4.15 [Ludwing, 2003]. Диаграмма “Th/U– U–Pb возраст” для изученных зерен детритового циркона (рис. 8) построена в соответствии с методическими указаниями [Kirkland et al., 2015; Романюк и др., 2018]. Кривые плотности вероятности (рис. 9) построены с помощью макросов для Exel, написанных в Центре Лазергеохрон Аризонского университета, США [Gehrels, 2009].

Рис. 7.

Гистограммы и кривые плотности вероятности возрастов зерен детритового циркона из туффитов и туфопесчаников деревянногорской свиты. a, б – мыс Утес Деревянных Гор: а – нижняя толща I, б – средняя толща II; в – надвиговая пластина, “бронирующая” береговой обрыв; г, д – междуречье Малой Средней и Топографической.

Рис. 8.

Диаграмма “Th/U ‒ U‒Pb возраст” для изученных зерен детритового циркона из туффитов и туфопесчаников деревянногорской свиты. Светло-серые полосы показывают пограничные значения для цирконов из различных пород, по [Kirkland et al., 2015; Романюк и др., 2018]. ВТМ – породы, подвергшиеся высокотемпературному метаморфизму.

Рис. 9.

Кривые плотности вероятности распределения U‒Pb возрастов зерен детритового циркона деревянногорской свиты и мезозойских песчаников смежных районов. N – количество конкордантных датировок.

РЕЗУЛЬТАТЫ U–Pb ДАТИРОВАНИЯ ЗЕРЕН ДЕТРИТОВОГО ЦИРКОНА

Распределение возрастов зерен детритового циркона в пробах туффитов и туфогенных отложений, отобранных на мысе Утес Деревянных Гор и в междуречье Малой Средней и Топографической, в целом сходное (табл. 2). Гистограммы распределения возрастов зерен детритового циркона и кривые плотности вероятности показаны на рис. 7.

Таблица 2.  

Доля (%) популяций разновозрастных зерен детритового циркона из туффитов и туфопесчаников деревянногорской свиты

№ пробы  Толща  Кол-во принятых в расчет зерен Поздний мел Ранний мел Поздняя юра‒ ранний мел Поздний карбон‒ триас  Мезопротерозой‒ ранний карбон Палеопротерозой Архей
80‒100 млн лет 100‒120 млн лет 120‒160 млн лет 220‒320 млн лет 320‒1600 млн лет  1630‒2500 млн лет   2500‒2900 млн лет
Мыс Утес Деревянные Горы, район наблюдений 1
NS1-8-1 I 106 2 24 4 19   0 44   7
NS1-3-5 II 110 0 23 4 10   4 51   8
NS1-5-10 ?   98 3 10 0 23 15 35 14
Междуречье Малой Средней и Топографической, район наблюдений 2
NS2-1-1 ?   99   9 16 6 17   2 45  5
NS2-1-5 ? 108 13 14 3 22   3 34 11

На мысе Утес Деревянных Гор в туффитах и туфопесчаниках архейские цирконы (2200–2900 млн лет) составляют от 7 до 14% всех датированных зерен циркона, с максимумами возрастов ~ 2688, 2677 млн лет. Зерна циркона палеопротерозойского возраста (1630‒2500 млн лет) составляют наиболее значимую долю датированных зерен с приемлемой степенью дискордантности – от 35 до 51%; популяция имеет возраст ~ 1860 млн лет. Доля зерен циркона с мезо-неопротерозойскими и раннепалеозойскими возрастами (1600‒320 млн лет) колеблется. В туффитах нижней толщи (проба NS1-8-1) зерна циркона этого возрастного интервала отсутствуют. В туфопесчаниках средней толщи (проба NS1-3-5) и верхней, “бронирующей” береговой обрыв, надвиговой пластины (проба NS1-5-10) доля зерен циркона с такими возрастами составляет 4 и 15% соответственно. Значения возраста датированных зерен сгруппированы в два отчетливых пика ~ 796, 360 млн лет. Зерна циркона с позднепалеозойскими и раннемезозойскими возрастами (320‒220 млн лет) составляют 10–23% всех датированных зерен, формируют два пика ~ 260, 290 млн лет. Зерна циркона ранне‒среднеюрского возраста отсутствуют. Доля позднеюрских‒раннемеловых (160–120 млн лет) зерен циркона незначительна и не превышает 4%; пик возраста ~140 млн лет. Зерна циркона апт-альбского возраста (120–100 млн лет) выявлены в значительном количестве – от 12 до 33%, формируют отчетливый пик ~ 110 млн лет. В пробах NS1-8-1 и NS1-5-10 также диагностированы зерна циркона позднемелового возраста (100–80 млн лет), в количестве 2 и 3 зерен соответственно, с пиком 87 млн лет.

В междуречье Малой Средней и Топографической в пробах из туфопесчаников NS2-1-1 и NS2-1-5 зерна циркона архейского возраста составляют 5–11%, образуют два отчетливых пика ~ 2850, 2680 млн лет (см. рис. 7г, д). Палеопротерозойские зерна циркона содержатся в значительном количестве – 34–45%. Цирконы из данной популяции образуют пики ~ 1700, 1870, 2265 млн лет. Зерна циркона с мезо-неопротерозойскими и раннепалеозойскими возрастами единичны. Популяция зерен циркона с позднепалеозойскими и раннемезозойскими возрастами кристаллизации составляет 22%, формируя пики 239, 281 и 284 млн лет. Ранне‒среднеюрские зерна циркона присутствуют по одному в каждой пробе. Позднеюрско-неокомские цирконы установлены в малом количестве, не более 6%. Апт-альбская популяция составляет 14–16%, с пиками ~ 116, 111, 100 млн лет. Самая молодая позднемеловая популяция – 9–13% – представлена зернами циркона с возрастами кристаллизации 100–80 млн лет, образуя пик 88–89 млн лет.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В обоих районах наблюдения псефитово-псаммитовые туффиты и туфогенные песчаники деревянногорской свиты имеют сходный состав породообразующих терригенных компонентов, что свидетельствует об единых источниках сноса для позднемелового осадочного бассейна. Низкая структурная зрелость терригенного материала, очевидно, является, следствием недалекого его переноса до области седиментации, а разнообразный состав кластогенных компонентов позволяет предполагать развитие метаморфических, магматических (интрузивных, эффузивных, эксплозивных), метаосадочных и терригенных комплексов пород в составе питающих провинций позднемелового бассейна седиментации. Как предполагаемые источники терригенного материала, вблизи о. Новая Сибирь такие комплексы участвуют в строении северной части Верхояно-Колымской складчатой области, Южно-Анюйской покровно-складчатой зоны и южной части Новосибирско-Чукотской складчатой области (см. рис. 1). На западных островах Анжу также распространены нижнемеловые терригенно-вулканогенные породы, вмещающие кислые эффузивы, игнимбриты и туфы (см. рис. 1). Отсутствие в деревянногорских отложениях литокластов известняков не предполагает участия в позднемеловом седиментогенезе палеозойских и более древних карбонатных толщ.

В пробах из деревянногорской свиты присутствуют зерна детритового циркона широкого возрастного диапазона. Спектры возрастов, установленные в пробах из разных частей разреза свиты похожи (см. табл. 2, рис. 7), что так же, как и результаты петрографического анализа, указывает на общие источники терригенного материала.

Архейская и палеопротерозойская популяции преобладают в общем распределении возрастов зерен циркона во всех изученных пробах. Эти возрасты зерен циркона характерны для кристаллического фундамента Сибирской платформы [Rosen, 2002; Соловьев, Миллер, 2014, Vereshchagin et al., 2018]. На возможное участие в позднемеловом седиментогенезе метаморфических пород указывают и высокие Th/U значения в зернах циркона отмеченного возрастного интервала (см. табл. (Приложение) , рис. 8). Но наиболее вероятна рециклинговая природа древней популяции детритового циркона в деревянногорской свите. Например, в верхнеюрско-неокомских деформированных турбидитовых толщах Ляховских островов (см. рис. 1), зерна циркона с архейскими и палеопротерозойскими возрастами также преобладают (более 60% всех датированных зерен) (см. рис. 9) [Соловьев, Миллер, 2014]. По-видимому, обилие обломочного кварца метаморфического генезиса в туффитах и туфогенных песчаниках деревянногорской свиты также можно объяснить переотложением из более древних терригенных комплексов. Так, в граувакковых песчаниках верхнеюрско-раннемелового возраста на о. Большой Ляховский установлено преобладание метаморфогенного обломочного кварца среди кварцевой кластики [Кузьмичев и др., 2006].

Как видно на диаграммах распределения возрастов зерен детритового циркона (см. рис. 7, 9), в деревянногорской свите спорадически присутствует незначительное количество зерен циркона с возрастами от мезопротерозоя до раннего карбона. Источник этой популяции не вполне ясен. В юрско-неокомских турбидитовых толщах Ляховских островов и в апт-альбских терригенно-вулканогенных образованиях о. Котельный, как в предполагаемых источниках обломочного материала, цирконы с такими возрастами отсутствуют (см. рис. 9) [Кузьмичев и др., 2006, 2018; Соловьев, Миллер, 2014]. В позднем мелу источниками терригенного материала не могли служить также и палеозойские терригенно-карбонатные комплексы Новосибирских островов. В палеозойских песчаниках островов Де-Лонга, о. Котельный и о. Бельковский были выявлены совершенно иные спектры докембрийских и раннепалеозойских популяций зерен детритового циркона [Ershova et al., 2015, 2015, 2016, 2018]. По-видимому, для позднего мела нельзя исключить незначительный привнос кластики из северного Верхоянья (Верхояно-Колымская складчатая область), где в триасовых песчаниках была выявлена популяция зерен циркона с мезо-неопротерозойскими и ранне-среднепалеозойскими возрастами, близкими к таковым в деревянногорской свите (см. рис. 9) [Miller et al., 2006]. Возможно, с такими источниками сноса, как триасовые толщи северной части Верхояно-Колымской складчатой области, юрско-неокомские турбидитовые комплексы Ляховских островов и апт-альбские угленосные терригенно-вулканогенные образования о. Котельный [Miller et al., 2006; Кузьмичев и др., 2006, 2018; Соловьев, Миллер, 2014], связана весьма значительная рециклинговая популяция цирконов позднепалеозойского–раннемезозойского возраста.

В деревянногорской свите присутствуют немногочисленные зерна циркона юрского-раннемелового (доаптского) возраста. Келловей-оксфордская популяция характерна для волжско-неокомских песчаников Ляховских островов [Кузьмичев и др., 2006; Соловьев, Миллер, 2014], а зерна циркона с юрско-неокомскими возрастами обнаружены в нижнеальбских песчаниках о. Котельный [Соловьев, Миллер, 2014; Кузьмичев и др., 2018]. Происхождение позднеюрской популяции зерен циркона авторы этих публикаций связывают с магматическими породами соответствующего возраста, участвующими в строении Святоносской островной дуги и северной части Главного Колымского плутонического пояса [Акинин и др., 2009], что может быть справедливо и для верхнемеловых отложений. Источником зерен циркона с неокомскими возрастами кристаллизации могли быть гранитоиды северной части Главного батолитового пояса [Герцева, Сысоев, 2020]. Но более вероятно, что источники немногочисленной популяции зерен детритового циркона этого возрастного интервала располагались ближе к области седиментации. Такими источниками могли служить апт-альбские терригенные толщи западных островов Анжу и волжско-неокомские турбидитовые толщи Ляховских островов, выведенные в область эрозии в позднемеловое время.

Популяция среднемеловых (апт-альбских) зерен детритового циркона с пиком возраста 110 млн лет весьма значительна (14–33% общего количества датированных зерен) во всех изученных пробах деревянногорской свиты. Вероятнее всего, эта популяция связана с размывом в позднемеловое время посторогенных плутонических и вулканических пород кислого и среднего состава, развитых на Ляховских островах и в районе мыса Святой Нос (см. рис. 1). Возраст этих магматических пород был установлен разными методами и определен как апт-раннеальбский [Kuzmichev, 2009; Косько и др., 2013]. Можно также предположить, что в позднемеловое время размыву подверглись и раннеальбские кислые вулканиты западных островов Анжу. Изотопный возраст игнимбритов на о. Котельный составляет 110 млн лет [Кузьмичев и др., 2009б; Kuzmichev, 2009].

Наиболее молодая популяция зерен циркона (28 зерен) соответствует сеноман-коньякскому возрастному интервалу. Позднемеловые зерна циркона обнаружены в четырех пробах из пяти (см. табл. 2) и образуют пики 87, 88 и 89 млн лет (см рис. 7в, г, д). Средневзвешенный возраст молодой популяции зерен циркона из трех проб (в которых количество зерен не менее трех) составляет 88 ± 1.0 млн лет (рис. 10). Присутствие позднемеловой популяции свидетельствует о синхронном осадконакоплению вулканизме. Это также подтверждается обильной сингенетичной витрокластикой в верхнемеловых отложениях о. Новая Сибирь. Происхождение сингенетичного пирокластического материала окончательно не установлено. Возможно, эксплозивная деятельность была связана с внутриплитным позднемеловым вулканизмом на сопредельной территории. Один из палеовулканических центров мог быть расположен в 70 км юго-восточнее Селяхской губы (юго-восточное побережье моря Лаптевых), в районе горы Чурпунньа, где среди поля развития четвертичных образований при геологосъемочных работах 1976–1978 гг. была выявлена верхнемеловая вулканогенная толща мощностью около 200 м, сложенная кислыми эффузивами и туфами. Авторы отчета предполагают здесь существование позднемелового вулканического аппарата центрального типа [Узюнкоян, 1979]. Однако возраст вулканогенной толщи не подтвержден аналитическими методами. Не исключено, что источником пирокластики для деревянногорской свиты могла служить эксплозивная деятельность в пределах Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП). Согласно геохронологическим данным ряда исследователей [Тихомиров и др., 2006; Akinin, Miller, 2011] главные импульсы позднемелового кислого вулканизма в пределах ОЧВП приходятся на сеноман–сантон (96, 92.5, 87, 82 млн лет). Возможно также, что происходило смешение пирокластического материала из различных источников. Так, например, присутствие прослоев кислых пеплов из вулканических центров, принадлежащих как активной континентальной окраине, так и внутриплитной тектонической обстановке было доказано М.А. Пойнтоном [Pointon et al., 2019] для верхнемеловой формации Кангук (Арктическая Канада, бассейн Свердруп).

Рис. 10.

Средневзвешенное значение возраста позднемеловой популяции циркона из туффитов и туфопесчаников деревянногорской свиты. В расчет приняты статистически значимые популяции (n ≥ 3).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты U‒Pb (LA-ICP-MS) датирования зерен детритового циркона из туффитов и туфогенных песчаников позднемеловой деревянногорской свиты о. Новая Сибирь позволили установить нижний предел времени накопления этих угленосных толщ и высказать предположения об источниках кластогенного материала и направлении его переноса. Проведенные исследования позволяют прийти к следующим выводам.

1. Присутствие турон-коньякской популяции цирконов со средневзвешенным возрастом 88 ± ± 0.9 млн лет ограничивает нижний предел времени накопления деревянногорской свиты коньякским веком. Позднемеловая популяция зерен циркона в деревянногорской свите связана с синхронным осадконакоплению эксплозивным кислым вулканизмом в Восточной Арктике. Дальнейшая работа по изучению геохимического состава вулканических пеплов из деревянногорской свиты позволит выяснить тектонические обстановки палеовулканических центров, из которых эти пеплы произошли.

2. Перенос обломочного материала, аккумулированного в позднемеловом бассейне седиментации, происходил с юго-запада и юга – на север и северо-восток. В питании этого бассейна кластикой не участвовали палеозойские терригенно-карбонатные комплексы Новосибирских островов. Первостепенными источниками обломочного материала для позднемелового осадочного бассейна в районе о. Новая Сибирь вероятнее всего были: верхнеюрско-неокомские терригенные толщи Новосибирско-Чукотской складчатой области, разновозрастные структурно-вещественные комплексы Южно-Анюйской покровно-складчатой зоны и северной части Верхояно-Колымской складчатой области, а также апт-нижнеальбские вулканические и плутонические породы, развитые на Ляховских островах и мысе Святой Нос. Не исключено, что в туроне‒коньяке часть обломочного материала поступала с западных островов Анжу в результате размыва апт-нижнеальбских терригенно-вулканогенных отложений.

Список литературы

  1. Акинин В.В., Прокопьев А.В., Торо Х. и др. U–Pb-SHRIMP-возраст гранитоидов главного батолитового пояса (Северо-Восток Азии) // Докл. РАН. 2009. Т. 426. № 2. С. 216–221.

  2. Алексеев М.Н., Друщиц В.А., Садчикова Т.А. Литостратиграфические и тектонические особенности формирования месторождений углеводородов на шельфе Российской Восточной Арктики // Литология и полез. ископаемые. 2011. № 3. С. 282–291.

  3. Бондаренко Н.М. Состав и распространение спор и пыльцы в верхнем мелу острова Новая Сибирь (Новосибирские острова) // Палеонтологическое обоснование расчленения палеозоя и мезозоя арктических районов СССР. Л.: Севморгеология, 1983. С. 149–156.

  4. Бургуто А.Г., Авдюничев В.В., Дорофеев В.К. и др. Государственная геологическая карта Российской федерации. Масштаб 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серия Лаптево-Сибироморская. Лист S–53 (о. Столбовой), 54 (Ляховские о-ва). Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2016. 309 с.

  5. Герман А.Б., Александрова Г.Н., Кузьмичев А.Б. Фитостратиграфические и палеоклиматические исследования неморского мела Новосибирских островов (острова Котельный и Новая Сибирь). Строение и история развития литосферы / Глав. ред. Ю.Г. Леонов // Вклад России в Международный полярный год 2007/08. М., СПб.: Paulsen Editions, 2010. С. 384–402.

  6. Герман А.Б., Костылева В.В., Никольский П.А. и др. Новые данные о позднемеловой флоре острова Новая Сибирь, Новосибирские острова // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2019. Т. 27. № 3. С. 53–69.

  7. Герцева М.В., Сысоев И.В. Этапы формирования Главного Колымского плутонического пояса. Фундаментальные проблемы тектоники и геодинамики // Материалы LII тектонического совещания. 2020. Т. 1. С. 165–170.

  8. Голионко Б.Г., Басилян А.Э., Никольский П.А. и др. Складчато-надвиговые деформации острова Новая Сибирь (Новосибирские острова, Россия) ‒ возраст, морфология и генезис структур // Геотектоника. 2019. № 6. С. 46–64.

  9. Граувакки / Ред. В.Д. Шутов // Тр. ГИН АН СССР. Вып. 238. М.: Наука, 1972. 345 с.

  10. Данукалова М.К., Кузьмичев А.Б. Деревянные горы (о. Новая Сибирь): складчато-надвиговый ороген неоплейстоценового возраста. Тектоника складчатых поясов Евразии: сходство, различие, характерные черты новейшего горообразования, региональные обобщения // Материалы XLVI тектонического совещания. 2014. Т. 1. С. 104–106.

  11. Дорофеев В.К., Благовещенский М.Г., Смирнов А.Н., Ушаков В.И. Новосибирские острова. Геологическое строение и минерагения. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1999. 130 с.

  12. Драчев С.С., Елистратов А.В., Савостин Л.А. Структура и сейсмостратиграфия шельфа Восточно-Сибирского моря вдоль сейсмического профиля “Индигирский залив ‒ остров Жаннетты” // Докл. РАН. 2001. Т. 377. № 4. С. 521‒525.

  13. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. Книга 2. М.: Недра, 1990. 334 с.

  14. Иванов О.А., Яшин Д.С. Новые данные о геологическом строении острова Новая Сибирь // Труды НИИГА. 1959. Т. 96. Вып. 8. С. 61–78.

  15. Иванов B.Л. Геологические предпосылки нефтегазоносности шельфа моря Лаптевых // Российская Арктика: геологическая история, минерагения, геоэкология. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2002. С. 202–208.

  16. Клубов Б.А., Коршунов А.А., Бадера И.Г. Новые данные по угленосным отложениям о. Новая Сибирь (Новосибирские острова) // Докл. АН СССР. 1976. Т. 231. № 5. С. 1188–1190.

  17. Косько М.К., Бондаренко Н.С., Непомилуев В.Ф. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1 : 200 000. Серия Новосибирские острова. Листы T-54-XXXI, XXXII, XXXIII; S-53-IV, V, VI; S-53-XI, XII; S-54-I, II, III; S-54-VII, VIII, IX, XIII, XIV, XV. Объяснительная записка. М.: Изд-во “Севморгеология”, 1985. 162 с.

  18. Косько М.К., Соболев Н.Н., Кораго Е.А. и др. Геология Новосибирских островов - основа интерпретации геофизических данных по Восточно-Арктическому шельфу России // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2013. Т. 8. № 2. http://www.ngtp.ru/rub/ 5/17_2013.pdf.

  19. Кузьмичев А.Б., Соловьев А.В., Гоникберг В.Е. и др. Синколлизионные мезозойские терригенные отложения о. Большой Ляховский (Новосибирские острова) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2006. Т. 14. № 1. С. 48–68.

  20. Кузьмичев А.Б., Захаров В.А., Данукалова М.К. Новые данные о стратиграфии и условиях формирования верхнеюрских и нижнемеловых отложений о. Столбовой (Новосибирские острова) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2009а. Т. 17. № 4. С. 55–74.

  21. Кузьмичев А.Б., Александрова Г.Н., Герман А.Б. Апт-альбские угленосные отложения острова Котельный (Новосибирские острова): новые данные о строении разреза и игнимбритовом вулканизме // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2009б. Т. 17. № 5. С. 69–94.

  22. Кузьмичев А.Б., Данукалова М.К., Александрова Г.Н. и др. Туор-Юряхский разрез “среднего” мела на оcтрове Котельный (Новосибирские острова): как выглядит на суше предполагаемое основание осадочного чехла моря Лаптевых? // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2018. Т. 26. № 4. С. 86–115.

  23. Малышев Н.А., Никишин А.М., Драчев С.С. Тектоническая история осадочных бассейнов российских арктических шельфов и сопредельной суши. Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя // Материалы XLIII тектонического совещания. Т. 2. М.: ГЕОС, 2010а. С. 19–23.

  24. Малышев Н.А., Обметко В.В., Бородулин А.А. Оценка перспектив нефтегазоносности осадочных бассейнов Восточной Арктики. Роснефть // Научно-технический вестник ОАО “НК “Роснефть”. 2010б. № 1. С. 20–28.

  25. Моисеев А.В., Соколов С.Д., Палечек Т.Н. Возраст вулканогенно-осадочного комплекса мыса Святой Нос (Восточная Арктика) // Вестник Санкт-Петербургского университета. Науки о Земле. 2021. Т. 66. № 4. С. 1–29. https://doi.org/10.21638/spbu07.2021.402

  26. Непомилуев В.Ф., Преображенская Э.Н., Труфанов Г.В. и др. Нижнемеловые отложения о-ва Котельного // Советская геология. 1979. № 3. С. 104–109.

  27. Никитенко Б.Л., Девятов В.П., Лебедева Н.К. и др. Стратиграфия юры и мела архипелага Новосибирские острова (море Лаптевых и Восточно-Сибирское море) // Геология и геофизика. 2017. Т. 58. № 12. С. 1867–1885.

  28. Никишин А.М., Старцева К.Ф., Вержбицкий В.Е. и др. Сейсмостратиграфия и этапы геологической истории осадочных бассейнов Восточно-Сибирского и Чукотского морей и сопряженной части Амеразийского бассейна // Геотектоника. 2019. № 6. С. 3–26.

  29. Попова А.Б., Махова О.С., Малышев Н.А. и др. Построение комплексной сейсмогеологической модели шельфа Восточно-Сибирского моря // Нефтяное хозяйство. 2018. № 4. С. 30–34.

  30. Романюк Т.В., Кузнецов Н.Б., Белоусова Е.А. и др. Палеотектонические и палеогеографические обстановки накопления нижнерифейской айской свиты Башкирского поднятия (Южный Урал) на основе изучения детритовых цирконов методом “TerraneChrone” // Геодинамика и тектонофизика. 2018. Т. 9. № 1. С. 1–37.

  31. Секретов С.Б. Осадочные комплексы и перспективы нефтегазоносности морей Лаптевых и Восточно-Сибирского // Геология и полезные ископаемые шельфов России / Гл. ред. М.Н. Алексеев. М.: ГЕОС, 2002. С. 54–77.

  32. Симанович И.М. Кварц песчаных пород М.: Наука, 1978. 156 с. (Тр. ГИН АН СССР. Вып. 314).

  33. Соколов С.Д. Очерк тектоники северо-востока Азии // Геотектоника. 2010. № 6. С. 60–78.

  34. Соколов С.Д., Тучкова М.И., Ганелин А.В. и др. Тектоника Южно-Анюйской сутуры (Северо-Восток Азии) // Геотектоника. 2015. № 1. С. 5–30.

  35. Соловьев А.В., Миллер Э.Л. Возрасты обломочных цирконов из верхнеюрско-нижнемеловых отложений острова Столбовой (Новосибирские острова) // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2014. Т. 22. № 5. С. 66–76.

  36. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / Ред. Л.М. Парфенов, М.И. Кузьмин. М.: МАИК “Наука/Интерпериодика”, 2001. 571 с.

  37. Тихомиров П.Л., Акинин В.В., Исполатов В.О. и др. Возраст северной части Охотско-Чукотского вулканогенного пояса: новые данные Ar‒Ar и U‒Pb геохронологии // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2006. Т. 14. № 5. С. 81–95.

  38. Труфанов Г.В., Бондаренко Н.М., Абрамова Л.Н. Верхнемеловые отложения островов Анжу Новосибирского архипелага. Верхний палеозой и мезозой островов и побережья арктических морей СССР. Л.: Изд-во НИИГА, 1979. С. 121–125.

  39. Труфанов Г.В., Белоусов К.Н., Непомилуев В.Ф. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1 : 200 000. Серия Новосибирские острова. Листы T-54-XXXIV, XXXV, XXXVI; T-56-XXXIII; S-54-IV,V, VI, X, XI, XII; S-55-I, II, III, IV, V, VI, VII, VIII, IX, X, XI, XII; S-56-III, VII. Объяснительная записка. М.: Мингео, 1986. 106 с.

  40. Узюнкоян А.М., Лискевич Л.Б., Фатхулин И.А. и др. Отчет о результатах геологосъемочных работ (аэрофотогеологическое картирование) в масштабе 1 : 200 000 в Чохуро-Чокурдахской оловоносной зоне в 1976–1978 гг. на территориях листов R-54-II, IV; IX, X; S-54-XXVII, XXVIII; XXXII, XXXIV (По работам Северного отряда). Якутская АССР, п. Батагай: Якутская ГУ, 1979. 300 с.

  41. Akinin V.V., Miller E.L. Evolution of Calc-Alkaline Magmas of the Okhotsk–Chukotka Volcanic Belt // Petrology. 2011. V. 19(3). P. 237–277.

  42. Bradley D., Haeussler P., O’Sullivan P. et al. Detrital zircon geochronology of Cretaceous and Paleogene strata across the south-central Alaskan convergent margin / Eds P.J. Haeussler, J.P. Galloway // Studies by the U.S. Geological Survey in Alaska, 2007 // U.S. Geol. Surv. Prof. Paper 1760-F. 2009. 36 p.

  43. Drachev S.S., Malyshev N.A., Nikishin A.M. Tectonic history and petroleum geology of the Russian Arctic Shelves: an overview // Petroleum Geology Conference series. 2010. V. 7. P. 591‒619.

  44. Ershova V., Prokopiev A., Andersen T. et al. U–Pb and Hf Isotope Analysis of Detrital Zircons from Devonian–Permian Strata of Kotel’ny Island (New Siberian Islands, Russian Eastern Arctic): Insights into the Middle–Late Paleozoic Evolution of the Arctic // J. Geodyn. 2018. V. 119. P. 210‒220.

  45. 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. V. 35. P. 305‒322.

  46. Ershova V.B., Prokopiev A.V., Khudoley A.K. et al. Detrital zircon ages and provenance of the Upper Paleozoic successions of Kotel’ny Island (New Siberian Islands Archipelago) // Lithosphere. 2015. V. 7(1). P. 40‒45.

  47. Ershova V.B., Prokopiev A.V., Khudoley A.K. et al. U/Pb dating of detrital zircons from Upper Paleozoic deposits of Bel’kovsky Island (New Siberian Islands): critical testing of Arctic tectonic models // Int. Geol. Rev. 2015. V. 57(2). P. 199‒210.

  48. Gehrels G. Analysis Tools. 2009. https://sites.google.com/a/ laserchron.org/laserchron/home

  49. Herman A.B., Spicer R.A. Palaeobotanical evidence for a warm Cretaceous Arctic ocean // Nature. 1996. V. 380(6572). P. 330–333.

  50. Hults C.P., Wilson H., Donelick R.A., O’Sullivan P.B. Two flysch belts having distinctly different provenance suggest no stratigraphic link between the Wrangellia composite terrane and the paleo-Alaskan margin // Lithosphere. 2013. V. 5(6). P. 575–594.

  51. Kirkland C.L., Smithies R.H., Taylor R.J.M. et al. Zircon Th/U Ratios in Magmatic Environs // Lithos. 2014. V. 212–215. P. 397–414.

  52. Kos’ko M.K., Trufanov G.V. Middle Cretaceous to Eopleistocene Sequences on the New Siberian Islands: an approach to interpret offshore seismic // Mar. Pet. Geol. 2002. V. 19. P. 901–919.

  53. Kostyleva V., Shchepetova E., Kotelnikov A. Upper Cretaceous rhyolitic ash beds from the Novaya Sibir Island (New Siberian Islands) // GFF. 2019. V. 41(4). P. 233–241.

  54. Kuzmichev A.B. Where does the South Anyui suture go in the New Siberian islands and Laptev Sea?: Implications for the Amerasia basin origin // Tectonophysics. 2009. V. 463. P. 86–108.

  55. Ludwig K.R. User’s manual for Isoplot/Ex, Version 3.00, a geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley, USA: Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2003.

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

  57. Moore T.E., O’Sullivan P.B., Potter C.J., Donelick R.A. Provenance and detrital zircon geochonologic evolution of lower Brookian foreland basin deposits of the western Brooks Range, Alaska, and implications for early Brookian tectonism // Geosphere. 2015. V. 11(1). P. 93–122.

  58. Nikishin A.M., Petrov E.I., Malyshev N.A., Ershova V.P. Rift systems of the Russian Eastern Arctic shelf and Arctic deep-water basins: link between geological history and geodynamics // Geodynam. Tectonophys. 2017. V. 8(1). P. 11–43.

  59. Nikishin A.M., Petrov E. I., Cloetingh S., Freiman S.I. et al. Geological structure and history of the Arctic Ocean based on new geophysical data: implications for paleoenvironment and paleoclimate. Part 2. Mesozoic to Cenozoic geological evolution // Earth-Sci. Rev. 2019. V. 217(2). P. 103034.

  60. Pointon M.A., Flowerdew M.J., Hülse P. et al. Mixed local and ultra-distal volcanic ash deposition within the Upper Cretaceous Kanguk Formation, Sverdrup Basin, Canadian Arctic Islands // Geol. Mag. 2019. V. 156(12). P. 1–18.

  61. Prokopiev A.V., Ershova V.B., Anfinson O.A. et al. Tectonics of the New Siberian Islands Archipelago: Structural Styles and Low-Temperature Thermochronology // J. Geodyn. 2018. V. 121. P. 155–184.

  62. Rosen O.M. Siberian craton – a fragment of a Paleoproterozoic supercontinent // Rus. J. Earth Sci. 2002. V. 4. P. 103–119.

  63. Vereshchagin O.S., Khudoley A.K., Ershova V.B. et al. Provenance of Jurassic-Cretaceous siliciclastic rocks from the northern Siberian Craton: an integrated heavy mineral study // J. Geosci. 2018. V. 63. P. 199‒213.

Дополнительные материалы

скачать ESM.docx
Приложение. Данные по детритовым цирконам.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Литология и полезные ископаемые

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал