Возраст северной части Охотско-Чукотского вулканогенного пояса: новые данные Ar-Ar и U-Pb геохронологии

3. Возраст ОЧВП.

3.1. Палеофлористические данные

Представления о возрасте растительных остатков, собранных в разрезах ОЧВП, составляют основу существующих стратиграфических схем вулканического пояса (Решения 2-го..., 1978; Белый, 1994; Лебедев, 1987; Филатова, 1988; Герман, 1999, и др.). По мере накопления информации мнения специалистов о возрасте палеофлор менялись (табл.1). В качестве главной тенденции последних десяти лет можно отметить переход от "одномерных" схем, предполагающих последовательную смену стратофлор на всей территории Северо-Востока Азии (Самылина, 1986; Белый, 1982; Лебедев, 1987; Филиппова, Абрамова, 1993), к более сложным, допускающим сосуществование различных флористических комплексов, формирующихся в различной палеогеографической обстановке (Щепетов, 1995; Герман, 1999).

Время заложения ОЧВП определяется возрастом буор-кемюсской палеофлоры, остатки которой собраны на значительной территории в отложениях "предвулканогенной молассы", а также в разрезах некоторых существенно вулканогенных свит, рассматриваемых в качестве нижних стратонов ОЧВП - саламихинской, тылхойской, березовской и пр. (Белый, 1994). Принадлежность данного флористического комплекса к альбу признана практически всеми исследователями (табл.1). Тем не менее, при относительной редкости представительных сборов ископаемых растений гораздо чаще молассовые образования перекрыты "немыми" вулканогенными толщами. В условиях дефицита точных изотопных определений такие геологические тела нередко датируются альбским веком априори, на основании положения о возрасте ОЧВП в целом. Что касается верхних частей разреза вулканитов, то оценка их возраста сопряжена с дополнительными трудностями. Даже в случае находки представительного комплекса растительных остатков их возраст устанавливается по соотношению вмещающих их толщ с фаунистически охарактеризованными морскими осадками, что возможно только для флоры прибрежных низменностей. Возраст же палеофлор, существовавших в условиях вулканического нагорья, подобным образом оценить затруднительно. Используемое допущение о синхронности флористических комплексов с близким видовым составом, сформированных в различной палеогеографической обстановке, не является бесспорным (Лебедев, Филатова, 1998; Герман, 1999).

3.2. K-Ar и Rb-Sr геохронология

K-Ar и Rb-Sr датировки вулканитов ОЧВП, полученные к настоящему времени, охватывают весьма широкий интервал значений, от 110 до 50 млн лет (Котляр, Русакова, 2004). Статистические максимумы приходятся, главным образом, на отрезок 84-70 млн лет. И.Н.Котляр и Т.Б.Русакова, исходя из факта наблюдающегося в ряде случаев соответствия древнейших K-Ar и Rb-Sr дат, сделали вывод об отсутствии избыточного аргона в магматитах Северо-Востока Азии (Котляр, Русакова, 2004), и возраст вулканогенных образований в их модели определяется единичными наиболее древними датировками - иногда рубидий-стронциевыми, иногда калий-аргоновыми. На этой методологической основе построена модель, согласно которой собственно ОЧВП имеет альб-сеноманский возраст (110-93 млн лет), а в сантон-раннекампанское время (85-78 млн лет) формировалась Хакаринско-Энмываамская внутриконтинентальная вулканическая цепь, наложенная на ОЧВП. ⁴⁰Ar/³⁹Ar датировки не рассматриваются как более надежные в сравнении с калий-аргоновыми - все до единой Ar-Ar даты признаны следствием "переустановки изотопных часов" в результате поздних термальных событий.

Некоторые из перечисленных выше положений представляются нам уязвимыми для критики. Во-первых, некоторые из обратных изохрон, полученных Дж. Хоуриганом и В.В.Акининым (2004), прямо указывают на присутствие избыточного радиогенного аргона в мономинеральных фракциях, извлеченных из вулканитов ОЧВП. Осложнения подобного рода - не столь уж редкое явление (Esser et al., 1997; Winick et al., 2001; Kelley 2002; и т.д.). Напротив, было бы странным, если целый регион, включающий немало древних континентальных блоков, оказался бы лишен избыточного ⁴⁰Ar. Во-вторых, породы, отбиравшиеся для Ar-Ar анализа, не несут следов значимых эпигенетических преобразований, иногда в них даже присутствует свежее стекло (Ispolatov et al., 2004). При сравнительно низкой скорости диффузии аргона в санидине (Dodson, 1973) очень маловероятна ситуация с обновлением его Ar изотопной системы при сохранении метастабильной фазы - стекла. В-третьих, спектры ступенчатого нагрева подавляющего большинства проанализированных образцов обнаруживают лишь незначительные потери ⁴⁰Ar (Kelley et al., 1999; Hourigan and Akinin, 2004). Полное же удаление радиогенных компонентов из таких минералов, как санидин и амфибол, обычно является следствием регионального метаморфизма (не ниже зеленосланцевой фации) или контактового воздействия плутонов (Фор, 1989). При этом должны заметно измениться состав и оптические свойства самих минералов - а ни в одном из образцов, использованных для Ar-Ar датирования, подобные изменения не зафиксированы. И, в-четвертых, корректность аргон-аргоновых определений подтверждается данными U-Pb геохронологии (Moll-Stalcup et al., 1995; Лучицкая и др., 2003, и настоящая публикация). При температуре закрытия изотопной системы циркона около 900^oС (Dahl, 1997) ее полный перезапуск при сохранении свежего облика породы невозможен. Перечисленные факты, на наш взгляд, весомее аргументов в пользу модели И.Н.Котляра и Т.Б.Русаковой. Соответственно, основу альтернативной геохронологической модели ОЧВП должны составить, в первую очередь, ⁴⁰Ar/³⁹Ar и U-Pb датировки.

3.3. ⁴⁰Ar/³⁹Ar и U-Pb геохронология

3.3.1. Обзор опубликованных данных

На текущий момент в публикациях приведены результаты 54 ⁴⁰Ar/³⁹Ar датировок вулканитов ОЧВП [ датировки гидротермально-метасоматических образований не рассматривались ] (15 образцов из Охотского сектора, 38 - из ЦЧС, один - из Восточно-Чукотской фланговой зоны) и 7 определений возраста поздних платобазальтов мыгдыкитской и энмываамской свит (Охотский сектор и ЦЧС соответственно), исключаемым из состава ОЧВП (рис. 2). Еще 12 определений отражают возраст магматитов полуострова Тайгонос (Бондаренко и др., 1999), связь которых с ОЧВП неоднозначна (Некрасов, 1976). Получены также аргон-аргоновые даты для двух образцов гранитоидов Магаданского батолита, связываемого с вулканитами внутренней зоны Охотского сектора ОЧВП (Фаррар, 1992). Из 75 указанных датировок 36 выполнены по валовым пробам, что негативно сказывается на погрешности анализа и надежности результатов (очевиден больший разброс значений в сравнении с датировками мономинеральных фракций - рис. 2).

Рис. 2. Результаты Ar-Ar и U-Pb датировок магматических пород ОЧВП и поздних рифтогенных платобазальтов. 1 - результаты Ar-Ar датировок, впервые приведенные в настоящей работе; 2-4 - данные Ar-Ar геохронологии, опубликованные ранее: 2 - по вулканитам ОЧВП, 3 - по поздним платобазальтам; 4 - интервал Ar-Ar возрастов вулканитов ОЧВП, приведенный в работе Lane et al. (1998) без указания результатов конкретных датировок и погрешности определений; 5 - U-Pb дата; 6-7 - продолжительность формирования ОЧВП (6) и поздних платобазальтов (7) по современным представлениям различных исследователей. Арабские цифры соответствуют номерам участков отбора проб на рис.1. Отрезки при знаках датировок иллюстрируют величину 2σ (не показаны для значений ниже 1 млн лет).

Ar-Ar возраст вулканитов ОЧВП, определенный по монофракциям санидина, амфибола, биотита и плагиоклаза, не выходит за рамки интервала 82-89 млн лет (коньяк-кампан). Возраст базальтов мыгдыкитской свиты оценивается в 77-74 млн лет (поздний кампан), что указывает на их формирование после перерыва в 4-6 млн лет и тем самым подтверждает предположение об отсутствии их генетической связи с ОЧВП. Для гранитоидов Магаданского, Восточно-Тайгоносского и Прибрежно-Тайгоносского массивов получены более древние значения, соответствующие позднему альбу (103-100 млн лет). Неопределенность роли данных интрузивов в истории геологического развития региона не позволяет сейчас использовать эти значения для построения геохронологической модели ОЧВП. Согласно остальным опубликованным Ar-Ar определениям, продолжительность периода активных извержений не превосходит 7 млн лет для всего ОЧВП и 4 млн лет для его отдельных сегментов, что существенно меньше значений, принятых в существующих стратиграфических схемах (табл.1, рис. 2). Разница в возрасте нижних и верхних частей разреза местами составляет всего около 1 млн лет (Ispolatov et al., 2004) при общей мощности вулканитов не менее 3-4 км. Самые древние из значений, полученных по мономинеральным фракциям, приходятся на коньякский век - несмотря на то, что значительная часть проб взята из основания разреза вулканитов. Поэтому наибольшие расхождения, до 17-18 млн лет, имеют место в оценке возраста нижних стратиграфических подразделений ОЧВП.

Аргон-аргоновые определения по валовым пробам дают результаты, сходные с возрастами мономинеральных фракций, но с более широким разбросом значений - от 92 до 67 млн лет (рис. 2), что вполне естественно, поскольку разные минералы удерживают радиогенный аргон с различной эффективностью. Особенно сложна для анализа степень сохранности изотопных систем основной массы вулканитов (Koppers et al., 2000). Для единственного образца базальта с арктического побережья в районе мыса Якан (рис.1) получено значение возраста 123 млн лет, что отвечает баррему (Lane et al., 1998). Ar-Ar возраст четырех образцов андезитов и андезибазальтов (предположительно кытапкайской и нотарэлянской свит), отобранных там же, составляет 76-87 млн лет, т.е. практически не отличается от значений, свойственных прочим вулканитам ОЧВП.

Опубликованные U-Pb определения возраста выполнены для кислых магматитов из двух районов: (1) для риолита кытапкайской (?) свиты с арктического побережья в районе мыса Якан (Moll-Stalcup et al., 1995) - 87 ± 2 млн лет; и (2) для гранитоидов Восточно-Тайгоносского (от 104.6 ± 1.1 до 97.0 ± 1.1 млн лет) и Прибрежно-Тайгоносского массивов (от 106.5 ± 0.9 до 105.5 ± 0.9 млн лет). Расхождение с данными Ar-Ar геохронологии для вулканитов не превышает величины аналитической погрешности (1-2 млн лет), а для плутонических пород составляет 2-3 млн лет, что немного выходит за рамки погрешности. Последний факт можно связать со сравнительно долгим остыванием гранитных путонов и различиями в температуре закрытия U-Pb и K-Ar систем (Фор, 1989).

3.3.2. Новые данные

В 2004 году выполнены определения возраста магматических пород из северной части ОЧВП, включающие шесть ⁴⁰Ar/³⁹Ar и одну U-Pb датировку.

Отбор образцов

Образцы для ⁴⁰Ar/³⁹Ar определений отбирались в пределах трех участков, два из которых расположены во внешней зоне Анадырского сектора и один - в пограничной области ЦЧС и Восточно-Чукотской фланговой зоны (рис.1). Проведенные работы существенно расширяют область, охваченную аргон-аргоновым датированием, что имеет немалое значение в условиях общего дефицита данных в этой сфере. Из коллекций, собранных в течение полевых сезонов 2002-2003 гг., для геохронологического изучения взяты шесть образцов, содержащих магматические минералы, пригодные для аргонового датирования - амфибол, биотит и плагиоклаз - с минимальными следами эпигенетических изменений.

В пределах Анадырского сектора ОЧВП для ⁴⁰Ar/³⁹Ar датирования отобраны 4 образца вулканитов - саламихинской, пыкарваамской и эмунеретской свит (табл. 2). Новые ⁴⁰Ar/³⁹Ar датировки получены как для самых нижних, так и для самых верхних стратонов ОЧВП, доступных на территории бассейнов рек Мечкерева, Бол. Анюй и Мал. Анюй, общей площадью свыше 7 тыс. км².

Таблица 2. Краткая характеристика образцов, предназначенных для геохронологических исследований, и результаты датирования.
N п/п	N обр.	Порода	Геологическое тело	Привязка	Свита / комплекс	Изотопный возраст, млн лет
1	03-137*	амфиболсодержащий андезит	лавовый поток (мощность не установлена)	верховья р. Правый Чимчемемель, N 66o20'44.60'' E 167o30'58.40''	саламихинская (верхний альб)	104.9 2.9 (амфибол) 101.6 2.3 (плагиоклаз)
2	03-10*	амфиболовый дацит	лавовый поток мощностью 20-25 м	водораздел рек Мечкерева и Мал. Анюй, N 66o48'55.57" E 169o35'26.06"	пыкарваамская (турон)	84.2 1.9 (амфибол)
3	03-11*	туф риолита кристалловитрокластический	покров мощностью 5-7 м	там же, N 66o50'03.62" E 169o44'39.89"	пыкарваамская (турон)	93.7 1.2 (амфибол) 91.8 1.6 (плагиоклаз)
4	03-12*	оливиновый базальт	лавовый поток мощностью 8-10 м	там же, N 66o50'22.99" E 169o45'56.30"	эмунеретская (коньяк-кампан)	86.8 2.7 (плагиоклаз)
5	2403а*	гранодиорит	Танюрерский плутон, главная фаза	правобережье р.Танюрер (верховья), N 66o56'30.38" E 176o48'21.31"	леурваамский (турон-коньяк)	79.2 1.9 (амфибол) 82.9 0.7 (биотит)
6	2465а*	кварцевый диорит	то же	там же, N 66o51'47.29" E 176o55'14.77"	леурваамский (турон-коньяк)	79.7 0.4 (биотит) 77.3 0.4 (плагиоклаз)
7	2584/ 460**	риолит	лавовый поток (мощность не установлена)	верховья р.Этчикунь, N 68o40'15" E 174o28'30"	кытапкайская (альб)	88.6 2.1 (циркон)
*Ar-Ar датировки **SHRIMP U-Pb датировка

В пограничной области Центрально-Чукотского сектора и Восточно-Чукотской фланговой зоны в качестве объекта геохронологического исследования избран Танюрерский массив - крупное слабо вскрытое многофазное тело, включающее, по современным представлениям, образования трех плутонических комплексов: (1) мургальского (баррем-апт), (2) экитыкинского (турон) и (3) леурваамского (турон-коньяк). Образцы взяты в северо-восточной части массива, сложенной породами леурваамского комплекса (хотя допускается присутствие здесь реликтовых тел экитыкинского комплекса). Интрузивные породы представлены широким рядом составов, от амфиболовых габбро до лейкогранитов, с преобладанием умеренно кислых разновидностей. Вмещающие породы - вулканиты амгеньской и экитыкинской свит, предположительно туронского возраста. Для датирования выбраны два образца главной фазы Танюрерского плутона, гранодиорит и кварцевый диорит (табл.2).

Для U-Pb датирования предназначались цирконы, извлеченные из кайнотипного риолита кытапкайской свиты (Центральная Чукотка, бассейн р.Этчикунь - рис. 1). ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраст санидина из этого же образца составил 87.25 0.21 млн лет (Ispolatov et al., 2004), в то время как изохронная Rb-Sr датировка вулканитов кытапкайской свиты показала гораздо более древние значения 104 3 млн лет (Котляр, Русакова, 2004). Соответственно, U-Pb датирование преследовало две цели: (1) приближение к оценке истинного возраста вулканитов и (2) контроль надежности результатов, полученных различными методами.

Методика

40Ar/39Ar датирование. Из образцов, отобранных для геохронологического исследования, после дробления в ручной ступке и просеивания отобрана фракция 90-200 мкм. Дальнейшая обработка включала очистку в ультразвуковой ванне и многократную промывку спиртом и деионизированной водой. Затем под бинокуляром вручную отбирались зерна для анализа (от 20 до 30 шт. для каждой изучаемой фазы). Из четырех образцов извлечено по два разных калийсодержащих минерала, т.е. всего произведено определение Ar-Ar возраста 10 фаз (рис. 3). Мономинеральные фракции вместе с монитором (межлабораторный эталон биотит MAC-83 с возрастом 24.36 0.17 млн лет, Sandeman et al., 1999) были завернуты в алюминиевую фольгу, помещены в алюминиевый контейнер и в течение 40 часов облучались быстрыми нейтронами в ядерном реакторе McMaster (Гамильтон, Канада). Интервал между стандартными образцами в контейнере составлял 1 см. Значения параметра J рассчитывались для каждого образца методом полиномиальной интерполяции второго порядка исходя из значений, полученных по стандартам, и варьируют в пределах 0.0034 - 0.0038. Для полного плавления зерен монитора и ступенчатого нагрева изучаемых фаз использовался постоянный аргоновый ионный лазер Lexel 3500 мощностью 8Вт. Нагрев осуществлялся периодами по 3 мин при увеличении мощности излучения от 1 до 8 Вт. Выделившийся газ после пятиминутной очистки в приемнике SAES C50 поступал в масс-спектрометр MAP 216. Перед каждым замером проводился холостой опыт, и полученные значения вычитались из результата. Величины бланков при нормальных рТ-условиях не превышали 10^-12x см^-3 для ⁴⁰Ar, и 0.5х10^-13 см^-3 для ³⁹Ar, ³⁷Ar и ³⁶Ar. Наблюденные значения изотопных отношений экстраполировались на время помещения газа в масс-спектрометр. При расчетах внесены поправки на присутствие атмосферного аргона (по измеренному ⁴⁰Ar/³⁶Ar) и на образование ⁴⁰Ar, ³⁹Ar и ³⁶Ar из калия, кальция и хлора в ходе ядерных реакций (Onstott and Peacock, 1987; Roddick, 1983). Значения возраста проб и погрешность их определения вычислены по формулам из Dalrymple et al. (1981), с использованием констант, рекомендованных в работе Steiger and Jager (1977). В качестве плато рассматривались результаты по меньшей мере трех последовательных стадий нагрева, включающих не менее половины всего выделенного ³⁹Ar, со значениями возраста, различающимися не более чем на 1σ. Для единственного случая расчета возраста по результатам двух стадий нагрева (обр.03-10, рис. 3), в дальнейшем используется термин "псевдоплато".

U-Pb датирование. Выделение кристаллов циркона производилось по стандартной методике с использованием ручного дробления и разделения минералов в тяжелых жидкостях. Выделенные кристаллы циркона вместе с эталонами помещались в монтировку из сверхчистой эпоксидной смолы, которая полировалась и покрывалась золотым напылением. Чтобы выявить наиболее подходящие (без включений и трещин) участки для ионного микрозондового датирования, цирконы сначала исследовались в проходящем свете. Затем было получено изображение среза кристаллов в катодолюминесцентном излучении сканирующего электронного микроскопа JEOL JSM 5600 - для выявления особенностей внутренней структуры и зональности индивидов (рис. 4А).

Возраст цирконов определен на высокоразрешающем ионном микрозонде обратной геометрии SHRIMP RG в Открытой лаборатории Стэнфордского университета и Геологической службы США. Процедура ионного микроанализа в основе повторяет методику, разработанную в Австралийском национальном университете для SHRIMP II (Compston et al., 1984; Williams, 1998). Отличие SHRIMP RG заключается в использовании масс-спектрометра обратной геометрии, способного к более высокому разрешению масс при данной чувствительности. Вторично-ионное излучение индуцировалось потоком ионов кислорода, сфокусированном на образце, при диаметре анализируемой области от 25 до 30 мкм. Каждый из анализов включал пять циклов измерений. Согласно протоколу, после каждого третьего или четвертого анализа исследуемого образца проводилось измерение на эталоне, чтобы выдержать хорошую калибровку U/Pb в течение рабочей смены. Концентрации урана и тория калиброваны по эталону CZ3. Другие детали аналитических измерений изложены на веб-странице Открытой лаборатории и аналогичны опубликованным в статье Akinin et al., 2004. При обработке результатов использованы программы SQUID1.02 и ISOPLOT2.49 (Ludwig, 2001). Приведенный в данной работе возраст индивидуальных кристаллов циркона скорректирован на ²⁰⁷Pb.

	Рис. 3. Спектры 40Ar/39Ar возрастов, полученные при ступенчатом нагреве мономинеральных фракций изученных образцов. Определения выполнены на масс-спектрометре MAP 216 лаборатории Ar-Ar геохронологии университета Queen's (Кингстон, Канада), аналитик П.Александер. Анализируемые минералы: 1 - амфибол, 2 - биотит, 3 - плагиоклаз.
	Рис. 4. А - кристаллы цирконов из обр. 2584/460 в катодолюминесцентном излучении сканирующего электронного микроскопа JEOL JSM 5600. Белые кружки - точки U-Pb SHRIMP датирования (даты в млн лет), номера точек соответствуют таковым в табл. 3. Б - средневзвешенный U-Pb возраст цирконов. Высота прямоугольников соответствует величине 2σ.

Результаты датирования представлены в табл. 2, 3 и на рис. 2, 3Б. Для всех образцов, анализировавшихся ⁴⁰Ar/³⁹Ar методом, получены спектры ступенчатого нагрева с хорошими плато, соответствующими от 52 до 95% всего выделенного аргона, в большинстве случаев более 80% (рис. 3). Единственное исключение составляет образец 03-10, где постоянные значения ⁴⁰Ar/³⁹Ar сохраняются в течение двух стадий нагрева вместо положенных трех; однако на эти две стадии приходится более 90% выделенного газа, и данное псевдоплато без особого риска можно считать отвечающим времени закрытия изотопной системы. Относительная аналитическая погрешность для большинства образцов составляет 0.5-1%. Для базальтов и андезитов (образцы 03-12 и 03-137) она несколько выше (2-3%), что связано с более низкими содержаниями калия и, соответственно, радиогенного Ar. Для разных минералов из одних и тех же образцов получены близкие результаты, в пределах 2σ. Частичные нарушения спектров, вероятно, связанные с незначительными эпигенетическими изменениями пород, существенно не влияют на валидность полученных датировок. При обсуждении результатов в первую очередь рассмотрены значения возраста, полученные по амфиболам, поскольку датировки по минералам этой группы считаются, после датировок по санидину, наиболее надежными.

Кристаллы циркона из образца 2584/460, предназначенного для U-Pb датирования, схожи друг с другом по морфологии и характеру зональности. Бледно-розовые индивиды размером от 50 до 200 мкм имеют коэффициент удлинения от 1:2 до 1:5 и хорошо выраженные призматические и пирамидальные формы с ровными гранями. В катодолюминесцентном излучении проявляется тонкая осцилляторная зональность кайм кристаллов, иногда осложненная секториальной структурой, захватывающей ядра и обусловленная неравномерной концентрацией U и Th (рис. 4А). Изотопный возраст был измерен в ядрах пяти индивидуальных кристаллов циркона, концентрации урана в которых вaрьируют от 132 до 419 ppm, а U/Th отношение - от 0.43 до 0.58. Все указанные характеристики структуры и состава позволяют предполагать магматическую природу циркона и отсутствие в популяции ксеногенных индивидов. Измеренные изотопные отношения показывают конкордантность всех точек на диаграмме Тера-Вассербург.

Таблица 3. Результаты SHRIMP U-Pb датирования цирконов из образца 2584/460 (риолит кытапкайской свиты, бассейн р. Этчикунь).
N точки	% обычн. 206Pb	U (ppm)	Th (ppm)	Th/U	238U/206Pb	207Pb/206Pb	Возраст, млн лет
2584-1	-0.16	132	70	0.55	74.75 1.34	.0464 0.0035	85.8 1.4
3.3.3. Обсуждение результатов Для образца андезита саламихинской свиты из бассейна р. Правый Чимчемемель получено значение возраста 104.9 ± 2.9 млн лет (по амфиболу), что хорошо согласуется с принятым для данного стратиграфического подразделения возрастом (поздний альб) и заметно выпадает из интервала 89-82 млн лет, объединяющего все полученные к настоящему времени 40Ar/39Ar датировки по мономинеральным фракциям. Наряду с единодушно признанным ранне-среднеальбским возрастом буор-кемюсской флоры, собранной в образованиях саламихинской свиты (Белый, 1994), этот факт ставит под сомнение предположения о существенно более позднем, коньяк-кампанском возрасте всего ОЧВП (Ispolatov et al., 2004; Hourigan and Akinin, 2004). Не следует, однако, исключать возможность связи альбских вулканитов не с ОЧВП, а с более древними структурами, развивавшихся в позднеюрско-раннемеловое время на активных окраинах двух океанических бассейнов, Палеопацифики и Южно-Анюйского (Парфенов и др., 1999). Обсуждая данный вопрос, необходимо брать в расчет такие факты, как (1) присутствие непрерывных вулканогенных серий в разрезах апт-альбской молассы (Информационный отчет..., 2004), (2) преимущественно андезитовый состав раннемеловых вулканитов, не включаемых в состав ОЧВП (кремянкинская толща, тытыльвеемская и этчикуньская свиты) - признак, в большей мере свойственный надсубдукционным обстановкам, нежели рифтогенным; (3) выполнение образованиями альбской саламихинской свиты прогибов субширотной и северо-западной ориентировки, согласной к простираниям позднеюрско-раннемеловых структур и дискордантной к простиранию ОЧВП (рис. 1; Информационный отчет..., 2004). Определенный вклад в решение этой проблемы должны внести исследования химического состава вулканитов. Вместе с данными о возрасте буор-кемюсской флоры (Белый, 1994), а также Ar-Ar и U-Pb датировками гранитоидов полуострова Тайгонос (Бондаренко и др., 1999; Лучицкая и др., 2003) и Магаданского батолита (Фаррар, 1992), новые результаты не оставляют сомнений в существовании альбского импульса магматической активности в зоне современного ОЧВП. Однако имеющиеся Ar-Ar и U-Pb датировки сохраняют незаполненным интервал 102-94 млн лет (рис. 2). Является ли это следствием недостаточной детальности опробования или действительно отражает факт существования двух различных тектоно-магматических событий, должны показать дальнейшие работы. В случае подтверждения гипотезы о длительном перерыве в извержениях предстоит выяснить, связано ли относительно раннее альбское событие с процессом формирования ОЧВП, или представляет завершающий аккорд в эволюции позднеюрско-раннемеловых субдукционных систем. Для амфиболов из вулканитов пыкарваамской свиты получены значения возраста 93.7 ± 1.2 млн лет (сеноман) и 84.2 ± 1.9 млн лет (сантон). Зафиксированный датировками перерыв в 10 млн лет внешне не проявлен, в разрезе присутствуют лишь маломощные, до нескольких метров, прослои вулканомиктовых песчаников и гравелитов. Напротив, Ar-Ar возраст оливиновых базальтов, перекрывающих все остальные вулканиты и занимающих позицию "поздних рифтогенных платобазальтов", составил 86.8 ± 2.7 млн лет, что в пределах аналитической погрешности совпадает с возрастом одного из образцов, взятых ниже по разрезу. Отсутствие значимого перерыва, предшествующего формированию данных базальтов, не согласуется с представлениями об их постсубдукционной природе - скорее, они связаны с процессами растяжения в тылу действующей континентальной вулканической дуги. Не исключено, что некоторые из "поздних платобазальтов", выделенные на других отрезках ОЧВП, занимают такую же позицию. Амфиболы из гранодиоритов Танюрерского массива показали значения Ar-Ar возраста 79.2 ± 1.9 млн лет. "Биотитовые" даты немного древнее - 82.9 ± 0.7 и 79.7 ± 0.4 млн лет, "плагиоклазовая" - чуть моложе, 77.3 ± 0.4 млн лет. Все эти значения, согласно геохронологической шкале (Harland et al., 1990), соответствуют раннему кампану, и неплохо согласуются с единственной опубликованной Ar-Ar датой по вулканитам Восточно-Чукотской фланговой зоны ОЧВП - 84 ± 1 млн лет (Akinin, Calvert, 2002). Из полученных результатов следует, что (1) верхняя возрастная граница ОЧВП, установленная по 40Ar/39Ar датировкам мономинеральных фракций, поднимается по меньшей мере до середины кампанского века, и (2) в северной части ОЧВП намечается тенденция к восточной миграции вулканических ареалов. Разница во времени завершения активных магматических процессов в двух рассматриваемых районах составляет не менее 5 млн лет. Относительно простирания всего вулканического пояса это смещение является продольным (рис. 1). U-Pb возраст цирконов из риолитовых игнимбритов кытапкайской свиты составил 88.5 2.1 млн лет (при СКВО = 3), что в пределах аналитической погрешности совпадает с результатами выполненного ранее 40Ar/39Ar датирования. Тем самым получено еще одно подтверждение относительно молодого, коньякского возраста нижних стратиграфических подразделений ЦЧС. С этим фактом логично связывается антидромный характер эволюции вулканизма Центральной Чукотки: лежащие в основании разреза существенно игнимбритовые толщи оказываются возрастными аналогами не альбских, преимущественно андезитовых, а сенонских подразделений ОЧВП, также включающих немалые объемы кислых вулканитов. Следует отметить интенсивность извержений: толща вулканитов до 3-4 (местами, возможно, и более) км и объемом не менее 160 тыс. км3 (Котляр и др., 1981) сформировалась в относительно короткий промежуток времени, 1-2 млн лет. В заключение еще раз отметим, что полученные результаты находятся в согласии со структурными взаимоотношениями геологических тел и не противоречат общепризнанным палеофлористическим данным, что подтверждает перспективность 40Ar/39Ar и SHRIMP U-Pb датировок как главной базы для геохронологической модели ОЧВП. << пред. след. >>