Юрско-раннемеловой магматический пояс южной окраины Чукотского террейна (северо-восток России): новые результаты U–Pb-датирования зёрен циркона

Полный текст

Практически все современные палеотектонические реконструкции Арктики предполагают, что в юрско-раннемеловое время Чукотский континентальный террейн был отделён от Евразийского континента бассейном с корой океанического типа – Южно-Анюйским (Анюйско-Ангаючамским, Прото-Арктическим) океаном. Окончательное закрытие этого бассейна в конце раннего мела привело к формированию Южно-Анюйской сутурной зоны [1, 2]. Гораздо меньше единодушия в представлениях о ширине Южно-Анюйского бассейна и о кинематике движений тектонических блоков при его закрытии ([3, 4] и приведенные в этих работах ссылки). Также продолжает дискутироваться вопрос о характере южной, в современных координатах, границы Чукотского блока – была ли она пассивной или активной (субдукционной). Согласно некоторым моделям [2], данная граница была пассивной, а примесь пирокластического материала в породах позднеюрско-раннемеловых бассейнов Чукотского террейна связана с активностью внутриокеанической Кульпольнейской дуги [2, 5]. Альтернативные модели предполагают субдукцию литосферы Южно-Анюйского океана непосредственно под Чукотский микроконтинент [1, 6–8]. До настоящего времени слабым местом второй группы моделей было отсутствие в пределах Чукотского террейна геологических образований, которые уверенно объединялись бы в позднеюрско-раннемеловой субдукционный магматический пояс. В публикациях упоминаются лишь отдельные гранитоидные массивы с возрастом около 136 млн лет [9, 10], небольшие по площади ареалы вулканитов и комагматичных им интрузивов возрастом 147–141 млн лет [11], а также примесь пирокластического материала в осадочных породах титона-берриаса, где значительная часть детритовых цирконов показывает возраст в интервале 150–140 млн лет [6].

В данной публикации мы представляем результаты U–Pb-датирования цирконов из магматических пород Центральной Чукотки (левобережье р. Амгуэма, лист Q-60-V, VI), которые могут иметь решающее значение в дискуссии о характере южной границы Чукотского микроконтинента. С запада и юга территория этого листа (рис. 1) охватывается выходами толщ Охотско-Чукотского вулканического пояса (ОЧВП) альб-кампанского возраста [11, 12]. Наиболее крупные магматические тела рассматриваемой площади – Телекайский и Чануанский гранитоидные батолиты площадью 730 и 780 км² соответственно. Чануанский интрузив сложен, большей частью, гранитами нормальной и повышенной щёлочности. Телекайский плутон неоднороден по составу: его бóльшая северная часть сложена лейкогранитами, южная – гранитами и гранодиоритами. Оба массива интрудируют терригенные породы триаса и с размывом перекрываются вулканитами ОЧВП. Из-за сходства положения в региональной структуре с прочими плутонами Северной Чукотки оба указанных массива, а также сопровождающие их более мелкие тела обычно связывались с общерегиональным раннемеловым импульсом магматической активности [13]. При этом большинство доступных в публикациях U–Pb-определений возраста гранитоидов Северной Чукотки соответствует интервалу 109–100 млн лет [14].

Рис. 1. Схема геологического строения Центральной Чукотки (левобережье р. Амгуэма, верховья рр. Паляваам, Пегтымель, Экиатап, Бол. Осиновая). Составлена по материалам [2], с изменениями. Возраст геологических комплексов скорректирован с учётом данных настоящей публикации, а также данных из работ [4, 5, 9, 10, 19]. 1 – кристаллические сланцы, гнейсы, мраморизованные известняки девона – карбона; 2 – песчаники, алевролиты и аргиллиты верхней перми и триаса; 3 – терригенно-обломочные и вулканомиктовые осадочные породы верхней юры – неокома; 4 – вулканиты верхней юры–неокома (преимущественно туфы и игнимбриты риолитов); 5 – терригенно-обломочные и вулканомиктовые осадочные породы альба; 6 – вулканиты ОЧВП (от базальтов до риолитов; в пределах рассматриваемой площади – сеноман-кампанского возраста), 7 – четвертичные отложения; 8–12 – интрузивные образования: 8 – ранне-среднетриасовые габброиды, 9 – раннеюрские габброиды, 10 – позднеюрско(?)-раннемеловые (доальбские) гранитоиды, 11 – альбские гранитоиды, 12 – позднемеловые гранитоиды; 13 – разрывные нарушения; 14 – точки отбора проб на U–Pb-датирование циркона и полученные значения возраста (±2σ), округленные до целых млн лет (а – данные настоящей публикации, б – данные из [5, 10, 12, 19]). Пунктиром показаны границы листа Q-60-V, VI. Буквы в квадратах – Телекайский (Т) и Чануанский (Ч) батолиты. На врезке показаны выходы комплексов Чукотского террейна (серая заливка), ОЧВП и Южно-Анюйской зоны; жирная линия – контуры рассматриваемой площади

Отбор образцов и аналитические работы выполнены в 2020–2023 гг. в рамках геологического доизучения листа Q-60-V, VI в масштабе 1:200 000 (Чаантальский отряд ОСП “Чукотская группа партий” АО “СВПГО”) по заказу ФГБУ “ВСЕГЕИ”, ответственный исполнитель И.В. Гульпа). В данной публикации приведены результаты датирования 18 образцов, представляющих главные этапы магматической активности рассматриваемой территории. Положение точек отбора образцов показано на рис. 1, результаты датирования представлены на рис. 2 и 3. Краткие сведения об изученных образцах сведены в таблице.

Таблица. Список образцов магматических пород, взятых на левобережье р. Амгуэма и в верховьях рр. Паляваам, Пегтымель и Вэльмай и использованных для U–Pb-датирования зёрен циркона

Примечание. Анализы 1–18 – новые данные, 19–28 – данные, опубликованные ранее [5, 10, 12, 19]. Отрицательные значения долготы приведены для проб, взятых в западном полушарии.

Монофракции циркона извлечены с использованием стандартной процедуры, в тяжёлых жидкостях с последующей ручной дочисткой под бинокуляром. Изотопные отношения измерялись на ионном микрозонде SHRIMP II в ЦИИ ВСЕГЕИ по методике, описанной в [15]. Почти во всех образцах проанализированы по 10 зёрен циркона, в одном образце – 11 зёрен. Для подавляющего большинства точечных анализов получены конкордантные значения изотопных отношений, и результаты для разных зёрен из одного образца хорошо сходятся между собой (см. рис. 2). Доля нерадиогенного ²⁰⁶Pb обычно составляет не более 0.5%, и лишь для 6 точечных анализов из 181 превышает 2%. С большой вероятностью, все полученные значения U–Pb-возраста соответствуют возрасту кристаллизации магм. В двух пробах (1218.01 – диорит из небольшого штока между Телекайским и Чануанским массивами и 1240.01 – риолитовый игнимбрит амгеньской свиты, нижнего стратона ОЧВП на этом участке) присутствуют ксенокристы циркона с относительно древним возрастом (4 и 2 зерна соответственно). Для одного из ксенокристов определён раннепротерозойский U–Pb-возраст (1864±20 млн лет), а остальные древнее главной популяции цирконов на 8–30 млн лет (см. рис. 2 и, к), что заметно превышает погрешность единичных определений. В обр. 1401.01 (субщелочной гранит главной фазы Чануанского массива) для 8 зёрен из 10 получен возраст в интервале 126–122 млн лет, а для 2 зёрен – в интервале 118–117 млн лет (рис. 2 с). Есть основания предполагать частичную потерю радиогенного свинца некоторыми цирконами обр. 1401.01, поскольку рядом с точкой отбора пробы расположен более молодой интрузив (см. рис. 1). Анализы предполагаемых ксенокристов и зёрен с нарушенной изотопной системой были исключены из расчёта общего возраста проб.

Рис. 2. Результаты U–Pb-датирования образцов магматических пород левобережья р. Амгуэма (лист Q-60-V, VI). Названия пород и координаты точек отбора образцов приведены в таблице. Размер эллипсов погрешности соответствует величине 2σ. Пунктиром показаны эллипсы для точечных анализов, исключённых из расчёта возраста образцов

Полученные значения U–Pb-возраста в целом охватывают интервал времени от 196 млн лет (ранняя юра, синемюр) до 73 млн лет назад (поздний мел, кампан) (см. рис. 3). Наиболее многочисленная группа изотопных дат соответствует интервалу 143–127 млн лет (ранний мел, берриас-баррем) – именно в это время формируются Телекайский плутон, большая часть Чануанского массива и многочисленные мелкие интрузивные тела, расположенные между ними (см. рис. 1). Интрузивы рассматриваемой территории оказались заметно древнее большинства гранитоидных массивов Северной Чукотки, объединённых в составе Чаунской провинции возрастом 109–100 млн лет [14, 16, 17]. Вместе с вулканическими и плутоническими образованиями титона-баррема (147–126 млн лет), выявленными в пределах Центральной и Восточной Чукотки ранее [8, 9, 13, 18], доальбские магматические комплексы образуют полосу северо-западного простирания протяжённостью свыше 300 км (от верховьев р. Пегтымель до верховьев р. Вэльмай; см. рис. 1) при ширине до 70 км. Отдельные выходы гранитоидных тел с U–Pb-возрастом 136–132 млн лет выявлены и далее к юго-востоку, вплоть до бухты Провидения [10, 19], что позволяет предполагать ещё большую протяжённость данного магматического пояса, свыше 600 км. Поскольку, в рамках принятых геодинамических моделей, океанический бассейн, отделявший Чукотский блок от Евразии, окончательно закрылся в конце неокома [1, 2, 7], то юрско-неокомовые магматические образования Центральной Чукотки, включающие гранитоидные батолиты, мелкие интрузивы и реликты вулканических толщ известково-щелочной серии, уверенно интерпретируются как следы субдукционной магматической провинции андийского типа.

Рис. 3. Диаграмма U–Pb-возраста магматических пород левобережья р. Амгуэма. Горизонтальные отрезки – погрешность определений (2σ). Знаки с чёрной заливкой – плутонические породы, без заливки – вулканиты. Цветной заливкой показаны временные интервалы формирования Паляваам-Пегтымельского магматического ареала [10, 19], Чаунской магматической провинции [20] и Восточно-Чукотского сегмента ОЧВП [10, 11]

Для двух образцов из штока габброидов с правобережья р. Правый Телеакай получены почти идентичные значения U–Pb-возраста около 196 млн лет (см. рис. 2 н, о). Эта первая раннеюрская дата, определённая для магматических пород Чукотки, даёт основания предполагать, что субдукционная окраина Чукотского микроконтинента сохраняла активность на протяжении, как минимум, 70 млн лет (возможно, с перерывами).

U–Pb-возраст субщелочного гранита дополнительной фазы Чануанского массива составил 114.3±1.6 млн лет, что значительно (минимум на 10 млн лет) моложе прочих U–Pb-дат для пород предполагаемого окраинно-континентального пояса. О месте аптского магматизма в истории Центральной Чукотки, при ограниченном объёме данных, судить пока сложно. Отметим лишь, что в западной части Чукотского блока аптский магматизм (123–112 млн лет) проявлен широко и, предположительно, имеет постколлизионную природу [14].

В составе доальбских магматических комплексов Центральной Чукотки интрузивные породы резко преобладают над вулканитами. Весьма вероятно, это следствие глубокого эрозионного среза юрско-раннемеловой магматической провинции. На это же указывают парагенезисы пренит-пумпеллиитовой фации метаморфизма, выявленные в реликтах вулканических толщ соответствующего возраста [11].

Некоторые гранитоидные интрузивы, сформированные синхронно с плутонами Чаунской провинции (109–100 млн лет), в пределах листа Q-60-V, VI имеют выраженную линейную форму и северо-западное простирание, резко отличающееся от простирания более древних интрузивных тел и их групп (см. рис. 1). Эти признаки хорошо согласуются с предположением о внедрении магм Чаунской провинции в обстановке правосдвиговых смещений вдоль разрывов северо-западного простирания [17].

Возраст самых молодых магматических пород листа Q-60-V, VI (72.6±1.2 млн лет) вполне согласуется с данными о возрасте верхних толщ Восточно-Чукотского сегмента ОЧВП и подтверждает предположение о сравнительно позднем завершении активности данного участка вулканического пояса (72–71 млн лет против 76–74 млн лет на других участках [11, 12, 17, 20]).

Выводы

1. Полученные данные подтверждают предположение [1, 6, 8] об активном характере южной (в современных координатах) границы Чукотского континентального террейна, как минимум, в титон-барремское время (147–127 млн лет).
2. Присутствие в пределах Центральной Чукотки раннеюрских (около 196 млн лет) габброидов позволяет предполагать продолжительную магматическую активность окраины Чукотского блока, возможно, охватывающую весь юрский период.
3. Альбские гранитоиды рассматриваемой территории (106–100 млн лет), с большой вероятностью, связаны с тектоно-магматической системой Чаунской провинции [11, 14]. Внедрение магм в этот период в значительной степени контролировалось разрывами северо-западного простирания, что отличает альбские интрузивы от более древних.

Источники финансирования

Полевые работы и U–Pb-датирование цирконов выполнены в соответствии с Госзаданием № 049-00016-21-00, выданным ФГБУ ВСЕГЕИ. Работа П.Л. Тихомирова по интерпретации результатов выполнялась при поддержке РНФ (грант № 23-17-00112), по подготовке статьи – в рамках Госзадания СВКНИИ ДВО РАН (тема 121031700312-1).

Об авторах

П. Л. Тихомиров

Автор, ответственный за переписку.
Email: petr_tikhomirov@mail.ru
Россия, Москва; Магадан

М. С. Гульпа

Email: petr_tikhomirov@mail.ru
Россия, Магадан

Список литературы

Дополнительные файлы

Доп. файлы

Действие

1. JATS XML

Скачать

2. Рис. 1. Схема геологического строения Центральной Чукотки (левобережье р. Амгуэма, верховья рр. Паляваам, Пегтымель, Экиатап, Бол. Осиновая). Составлена по материалам [2], с изменениями. Возраст геологических комплексов скорректирован с учётом данных настоящей публикации, а также данных из работ [4, 5, 9, 10, 19]. 1 – кристаллические сланцы, гнейсы, мраморизованные известняки девона – карбона; 2 – песчаники, алевролиты и аргиллиты верхней перми и триаса; 3 – терригенно-обломочные и вулканомиктовые осадочные породы верхней юры – неокома; 4 – вулканиты верхней юры–неокома (преимущественно туфы и игнимбриты риолитов); 5 – терригенно-обломочные и вулканомиктовые осадочные породы альба; 6 – вулканиты ОЧВП (от базальтов до риолитов; в пределах рассматриваемой площади – сеноман-кампанского возраста), 7 – четвертичные отложения; 8–12 – интрузивные образования: 8 – ранне-среднетриасовые габброиды, 9 – раннеюрские габброиды, 10 – позднеюрско(?)-раннемеловые (доальбские) гранитоиды, 11 – альбские гранитоиды, 12 – позднемеловые гранитоиды; 13 – разрывные нарушения; 14 – точки отбора проб на U–Pb-датирование циркона и полученные значения возраста (±2σ), округленные до целых млн лет (а – данные настоящей публикации, б – данные из [5, 10, 12, 19]). Пунктиром показаны границы листа Q-60-V, VI. Буквы в квадратах – Телекайский (Т) и Чануанский (Ч) батолиты. На врезке показаны выходы комплексов Чукотского террейна (серая заливка), ОЧВП и Южно-Анюйской зоны; жирная линия – контуры рассматриваемой площади

Скачать (1MB)

Метаданные

3. Рис. 2. Результаты U–Pb-датирования образцов магматических пород левобережья р. Амгуэма (лист Q-60-V, VI). Названия пород и координаты точек отбора образцов приведены в таблице. Размер эллипсов погрешности соответствует величине 2σ. Пунктиром показаны эллипсы для точечных анализов, исключённых из расчёта возраста образцов

Скачать (1MB)

Метаданные

4. Рис. 3. Диаграмма U–Pb-возраста магматических пород левобережья р. Амгуэма. Горизонтальные отрезки – погрешность определений (2σ). Знаки с чёрной заливкой – плутонические породы, без заливки – вулканиты. Цветной заливкой показаны временные интервалы формирования Паляваам-Пегтымельского магматического ареала [10, 19], Чаунской магматической провинции [20] и Восточно-Чукотского сегмента ОЧВП [10, 11]

Скачать (156KB)

Метаданные

Представлено академиком РАН К.Е. Дегтяревым 27.04.2024 г.