Мезозойский магматизм Центральной Чукотки: новые данные U-Pb геохронологии и их геодинамическая интерпретация

П.Л. Тихомиров*, **, В.В. Акинин***, Э. Накамура**
*Геологический факультет МГУ им. М.В.Ломоносова, Москва;
**Institute for Study of the Earth's Interior, Университет Окаяма, Мисаса, Япония;
***Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН, Магадан

В геологической летописи Северо-Восточной Азии мезозойская эра примечательна выдающимися масштабами магматической активности, связанной, главным образом, с развитием ряда субдукционных систем [1, 2]. Этот регион активно изучался в 60-е - 80-е годы прошлого века, в основном в рамках проектов по госкартированию и поискам. Магматическим образованиям уделялось немалое внимание, во многом благодаря их рудогенерирующей роли. В это время были проведены масштабные полевые исследования, накоплен значительный объем петрографической и петрохимической информации. Вместе с тем, по сей день сохраняется острая нехватка точных аналитических данных, касающихся содержаний элементов-примесей и изотопных характеристик пород, включая надежные датировки (выполнявшиеся в массовом масштабе калий-аргоновые "абсолютки" по валовым пробам вряд ли можно признать таковыми). В результате, разработанные в течение последних 15 лет геодинамические реконструкции Северной Пацифики [2-4], в немалой мере подвержденные петролого-геохимическими данными по североамериканским объектам, требуют проверки и уточнения в отношении характеристик вещества горных пород на территории РФ.

Рис. 1. Схема геологического строения Чукотки (составлена на основе геологической карты СССР масштаба 1:2500000 (1983) с незначительными изменениями). 1-2 - выступы фундамента мезозоид (1 - докембрийского; 2 - палеозойского); 3 - смятые в складки образования триаса-юры (Верхояно-Чукотская складчатая область); 4 - мел-кайнозойские комплексы Корякско-Камчатской складчатой области; 5 - образования позднеюрско-неокомовых вулканических дуг; 6 - Южно-Анюйская сутурная зона (дислоцированные мезозойские турбидиты с фрагментами офиолитовых комплексов); 7 - позднеюрско-раннемеловые отложения синколлизионных прогибов; 8 - вулканиты ОЧВП; 9 - габбро-ультрабазитовые массивы; 10 - крупные гранитоидные и габбро-гранитоидные плутоны. Буквами обозначены: Олойская складчатая зона (Ол), реликты Кульпольнейской (К) и Удско-Мургальской (У-М) островных дуг, Берложья кальдера (Б).

Согласно распространенной модели [3-5], Северная Чукотка вместе с частью Аляски вплоть до средней юры входила в состав Североамериканской платформы, а от окраины современной Евразии отделялась океаническим бассейном Анюй-Ангаючам. В поздней юре этот крупный континентальный блок был оторван от Cеверной Америки и переместился к западу (в современных координатах). Движение микроконтинента сопровождалось субдукцией океанической литосферы - и в северном, и в южном направлении [5]. В раннемеловую эпоху Анюйский океан закрылся, оставив после себя Южно-Анюйскую сутурную зону (рис. 1), и Чукотский блок был аккретирован к северо-восточной окраине Азии. Связанное с этим компрессионное событие принято датировать концом раннемеловой эпохи [5], хотя выявлены следы и более ранних, позднеюрских деформаций [6]. Вулканизм по обе стороны современной сутуры прекратился позже предполагаемой аккреции, большей частью в течение альбского века. Примерно в это же время приостановились вулканические процессы на тихоокеанской окраине Северо-Восточной Азии, где в поздней юре и неокоме сохраняла активностьУдско-Мургальская вулканическая дуга. После некоторого затишья на 3000-км отрезке тихоокеанской окраины Азии началось формирование гигантского Охотско-Чукотского вулканического пояса (ОЧВП), одного из крупнейших окраинно-континентальных поясов Земли. Согласно традиционным представлениям [7, 8], заложение ОЧВП приходится на альбский век (110-105 млн. лет назад). Однако недавние исследования [9, 10] показали, что в некоторых сегментах пояса активные извержения начались гораздо позже, в сеноне (89-86 млн. лет).

В исследовании раннемезозойской истории Чукотки, предшествующей зарождению ОЧВП, важное место занимает вопрос об эволюции тектонических процессов на окраинах Анюйского океана. Его азиатская окраина сохранила известково-щелочные вулканиты широкого возрастного интервала, от среднего-позднего девона до раннего мела [1, 11], и есть основания полагать, что на протяжении большей части мезозойской эры здесь доминировали субдукционные обстановки [1, 5]. На противоположной, чукотской окраине океана проявления доальбского магматизма распространены гораздо слабее и несинхронны между собой. В пределах Западной Чукотки выявлены реликты позднеюрско-раннемеловой Нутесынской [1], или Кульпольнейской [5] островной дуги. На Восточной Чукотке, у северной границы Чукотской и Корякско-Камчатской складчатых областей, описаны фрагменты Пекульнейской дуги того же возраста [12], но ее положение относительно континентальных блоков остается предметом дискуссии. Севернее, на Чукотском полуострове, из-под вулканитов ОЧВП местами выступают дифференцированные андезибазальт-андезит-дацитовые серии, отнесенные к аргытской толще готерива [11]. Выделенные там же кымынейвеемская толща верхнего триаса и курупкинская толща берриаса-валанжина включают немало базальтов и кремнистых пород, хотя и не являются полными аналогами кремнисто-базальтовых толщ офиолитов; их геодинамическая позиция требует уточнения. Таким образом, в представлениях о динамике активной окраины Чукотского микроконтинента многое остается неясным. В частности, сохраняют актуальность вопросы о пространственном соотношении волжско-берриасовой и готеривской вулканических провинций и о геометрии самой окраины, на значительном отрезке погребенной под вулканитами ОЧВП.

В данном контексте представляется интересным результат U-Pb датирования риолитовых туфов Берложьей кальдеры, расположенной в северной части Центрально-Чукотского сектора ОЧВП, в верховьях р. Паляваам (рис. 1). Размеры вулканоструктуры - 16 на 22 км, в плане она немного вытянута в меридиональном направлении. Кальдеру выполняет весьма однородная толща интенсивно спеченных кристаллокластических риолитовых туфов, на геологических картах последней редакции [11] отнесенных к амгеньской свите турона. Следы сколь-либо значимых деформаций туфовой толщи не выявлены, за исключением проявлений кальдерной тектоники (подошва вулканитов наклонена внутрь структуры под углами 10-30^o). Интерпретация гравиметрических данных показывает, что мощность толщи в центральной части кальдеры сосавляет 1-1.5 км. На севере, западе и востоке туфы несогласно налегают на смятые в пологие складки осадочные породы верхнего триаса (местами непосредственно, местами - через горизонт валунно-галечных конгломератов до 15 м). Южная часть структуры скрыта вулканитами Охотско-Чукотского пояса, фрагменты покровов которых сохранились и в центральной части кальдеры. Риолитовые туфы интрудированы небольшими (первые км²) телами порфировидных гранодиоритов с необычно слабой приконтактовой закалкой (признак внедрения магмы в еще неостывшую пирокластическую толщу). Петрохимические показатели туфов и гранодиоритов близки таковым вулканитов ОЧВП, отличаясь лишь пониженными общей щелочностью и отношением K₂O/Na₂O [13]. Соответственно, наиболее вероятной обстановкой формирования этой вулканоплутонической ассоциации является активная континентальная окраина. Породы Берложьей кальдеры почти повсместно пропилитизированы. С локальными телами кварц-серицит-хлоритовых метасоматитов связаны рудопроявления олова, золота и серебра; аналогичные гидротермальные изменения обнаружены в смежных структурах ОЧВП.

Возраст всего доступного наблюдению разреза данного участка ОЧВП (общей мощностью около 3 км), по данным Ar-Ar датировок санидина [9], укладывается в узкий интервал 87-89 млн. лет. Отметим, что калий-аргоновые даты по валовым пробам вулканитов разбросаны гораздо шире, от 59 до 94 млн. лет [13], и во многих случаях противоречат прямым взаимоотношениям геологических тел. Для туфов и гранодиоритов Берложьей кальдеры тем же методом получены 6 дат от 76 до 106 млн. лет, в среднем несколько более древних, но недостаточно достоверных для заключений о возрасте магматического события.

Рис. 2. Результаты SHRIMP-RG датирования цирконов из риолитового туфа Берложьей кальдеры. а - диаграмма Тера-Вассербург для всей совокупности анализов (13 шт.), размер эллипсов соответствует величине 2σ; б - катодолюминесцентное изображение некоторых из отобранных для исследования кристаллов, с указанием областей анализа, их номеров в таблице 1 и возраста в млн. лет; в - средневзвешенный U-Pb возраст цирконов и гистограмма распределения полученных дат (линия - кумулативная вероятностная кривая).

Образец 3873б из западной части Берложьей кальдеры предполагалось использовать для уточнения возраста нижних стратиграфических подразделений ОЧВП. После дробления и ситовки из немагнитной фракции образца с помощью тяжелых жидкостей выделены кристаллы циркона длиной от 30 до 300 мкм, сходной морфологии, бесцветной или бледно-розовой окраски. На катодолюминесцентных изображениях всем изученным цирконам свойственна осцилляционная зональность, признаки унаследованных ядер не выявлены. Возраст цирконов определен на установке SHRIMP RG в Открытой лаборатории Стэнфордского университета и Геологической службы США (полное описание методики анализа и первичные данные могут быть предоставлены при поступлении соответствующего запроса). Всего проанализированы 13 зерен (табл. 1) с содержаниями урана от 59 до 1283 г/т и Th/U отношением от 0.04 до 0.61. Значимой примеси ²⁰⁴Pb (и, соответственно, обыкновенного свинца) не обнаружено. Полученные даты варьируют от 136.8 до 145.0 млн. лет. Все 2σ эллипсы пересекаются с конкордией, но разброс значений несколько превышает аналитическую погрешность (рис. 2). Cредневзвешенный возраст всей совокупности анализов составляет 142.5 1.4 млн. лет (СКВО = 4.5, вероятность меньше 0.001). Если же связать разброс дат с небольшими потерями радиогенного свинца (в мезозойском интервале отклонение дискордии от конкордии незначительно), то к возрасту кристаллизации цирконов должны приближаться наиболее древние из полученных значений, около 145 млн. лет. В любом случае, туфы Берложьей кальдеры оказались примерно на 50 млн. лет древнее вулканитов амгеньской свиты ОЧВП, к которым их принято было относить.

Таблица 1. Результаты U-Pb SHRIMP датирования цирконов из образца 3873б (кристаллокластический риолитовый туф кальдеры Берложьей, верховья р. Паляваам).
N точки	U, г/т	Th, г/т	Th/U	238U/206Pb 2σ	207Pb/206Pb 2σ	Возраст, млн. лет ( 2σ)
3873-1.1	342	87	0.25	45.66 0.74	0.0482 0.0030	140.2 2.3
3873-2.1	164	60	0.37	46.08 1.10	0.0451 0.0043	143.7 3.4
3873-3.1	59	19	0.32	45.86 1.82	0.0530 0.0076	144.2 5.6
3873-3R	1283	54	0.04	43.93 0.44	0.0494 0.0016	141.6 1.5
3873-4	332	111	0.33	45.39 0.76	0.0503 0.0032	136.8 2.4
3873-5	388	168	0.43	44.33 0.69	0.0493 0.0029	141.1 2.3
3873-6R	1152	223	0.19	44.18 0.39	0.0496 0.0016	142.0 1.3
3873-7	339	186	0.55	45.11 0.74	0.0475 0.0029	142.5 2.4
3873-8	231	65	0.28	46.63 0.93	0.0484 0.0040	142.7 2.8
3873-9	292	177	0.61	45.25 0.80	0.0480 0.0033	140.2 2.6
3873-10	445	103	0.23	45.00 0.65	0.0470 0.0026	143.7 2.1
3873-11	490	44	0.09	44.69 0.61	0.0495 0.0025	144.2 2.0
3873-12	211	128	0.61	44.84 0.93	0.0462 0.0038	141.6 3.0
Определения выполнены на высокоразрешющем ионном зонде SHRIMP-RG Открытой лаборатории Стэнфордского университета и Геологической службы США. 206Pb/238U возраст скорректирован на 207Pb по модели Стейси и Крамерса [14] и измеренное отношение 207Pb/206Pb как монитор обычного свинца. Аналитик В.В.Акинин.

Данные полевых исследований указывают на то, что более чем километровая пирокластическая толща Берложьей кальдеры сформировалась в субаэральных условиях в результате весьма интенсивного кратковременного извержения. Кремнекислый состав и значительный объем пород предполагают выплавление магм из корового источника. Представляется вероятным, что с этим же импульсом вулканизма окажутся связанными и некоторые прочие "немые" толщи, в настоящее время отнесенные к ОЧВП. Переоценка возраста и геодинамической позиции таких толщ может иметь важное значение не только для понимания тектонической истории Северной Пацифики, но и для коррекции существующих прогнозно-металлогенических схем.

Выводы.
1. Активная окраина Чукотского микроконтинента в конце юры - начале мела включала, в дополнение к уже известной Нутесынской (Кульпольнейской) островной дуге, и область континентального вулканизма с существенным участием магм корового происхождения. Взаимное расположение вулканических провинций допускает как смену обстановок вдоль окраины микроконтинента, так и их взаимное дублирование на некотором отрезке.\
2. Судя по отсутствию значимых деформаций волжско-берриасовой толщи и отчетливому несогласию в ее подошве, в пределах Центральной Чукотки главная фаза складчатости датируется юрским периодом, а раннемеловые деформации имеют подчиненное значение.

Работа выполнена при поддержке грантов: COE-21 Министерства образования, культуры, спорта, науки и технологии Японии, РФФИ (03-05-64623-а, 04-06-65132-а, 06-05-64824-а), "Ведущие научные школы" НШ-326.2003.5, Блауштейна (Стэнфордский Университет).

Список литературы
1. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 192 с.
2. Nokleberg W. J., Parfenov L. M., Monger J. W. H., et al. Phanerozoic tectonic evolution of the Circum-North Pacific. USGS Professional Paper 1626, 2001. 122 p.
3. Rubin, C. M., Miller, E. L., Toro, J. // Geology. 1995. V. 23, P. 897-900.
4. Lawver, L. A., A. Grantz, L. M. Gahagan // Tectonic Evolution of the Bering Shelf-Chukchi Sea-Arctic Margin and Adjacent Landmasses. Geol. Soc. Amer. Spec. Paper. 2002. V. 360, P. 333-358.
5. Sokolov S.D., Bondarenko G.Ye., Morozov O.L., et al. // Tectonic Evolution of the Bering Shelf-Chukchi Sea-Arctic Margin and Adjacent Landmasses. Geol. Soc. Amer. Spec. Paper. 2002. V. 360. P. 209-224.
6. Miller, E.L., Toro, J., Gehrels, G., et al. // Origins of Northeastern Russia: Paleomagnetism, Geology, and Tectonics III. EOS Trans. AGU, 85(47), Fall Meet. Suppl. 2004. Abstr. GP44A-04.
7. Белый В.Ф. Геология Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994. 76 с.
8. Котляр И.Н., Русакова Т.Б. Меловой магматизм и рудоносность Охотско-Чукотской области: геолого-геохронологическая корреляция. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2004. 152 с.
9. Тихомиров П.Л., Акинин В.В., Исполатов В.О., и др. // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2006. V.14. N 5. С. 67-81.
10. Hourigan, J.K., and Akinin, V.V. // GSA Bull. 2004. V. 116. N 5-6. P. 637-654.
11. Информационный отчет по незавершенным работам по объекту <Создание цифрового комплекта карт геологического содержания масштаба 1:500 000 территории Чукотского АО> (Мониторинг региональных геологических исследований в масштабе 1:500 000). Отв. исполнитель Варламова В.А. Анадырь, ФГУГП "Георегион", 2004.
12. Морозов О.Л. Геологическое строение и тектоническая эволюция Центральной Чукотки // Автореф. канд. дисс. М.: ГИН РАН. 1996. 29 с.
13. Тихомиров П.Л. Петрология гранитоидов Телекайского рудного района (Центральная Чукотка). Диссертация на соискание ученой степени к. г.-м. н. Москва, Санкт-Петербург. 1998. 216 с.
14. Stacey J.S., Kramers J.D. // Earth and Planetary Science Letters. 1975. V. 26. P. 207-221.