Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 492, № 2, стр. 11-15

ВУЛКАНИТЫ И ГРАНИТОИДЫ МЫСА СВЯТОЙ НОС (ВОСТОЧНАЯ АРКТИКА): СОСТАВ, ВОЗРАСТ И ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ

А. В. Моисеев 1*, М. В. Лучицкая 1, член-корреспондент РАН С. Д. Соколов 1

1 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия

* E-mail: moartem@yandex.ru

Поступила в редакцию 05.02.2020
После доработки 26.03.2020
Принята к публикации 27.03.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Впервые получены геохимические и геохронологические (U–Pb SIMS, циркон) данные для вулканитов и туфов вулканогенно-осадочной толщи и прорывающих их гранитоидов мыса Святой Нос Восточной Арктики. Конкордатный U–Pb-возраст базальтов составляет 146 ± 2, гранитоидов – 114 ± 1, 112 ± 1 и 114 ± 2 млн лет, что соответствует поздней юре (титону) и границе апта–альба. Строение разреза, геохимические характеристики вулканитов и туфов, а также сходство с вулканитами Марианской дуги указывают на их формирование в обстановке внутриокеанической зоны субдукции. Полученные данные позволяют предполагать, что вулканогенно-осадочные породы мыса Святой Нос являются продолжением внутриокеанической Кульпольнейской дуги развитой на северо-восточной границе Прото-Арктического (Южно-Анюйского) океанического бассейна в позднеюрское время. Апт-альбские гранитоиды по петрографическому составу и петрогеохимическим характеристикам соответствуют гранитам I-типа. Время их внедрения совпадает с растяжением после завершения коллизии Сибирского континента и микроплиты Чукотка–Арктическая Аляска в результате закрытия Южно-Анюйского бассейна.

Ключевые слова: Восточная Арктика, базальты, гранитоиды, U–Pb-возрасты, циркон, палеореконструкции поздняя юра – ранний мел

Южно-Анюйская сутура (ЮАС) разделяет структуры Новосибирско-Чукотской и Верхояно-Колымской складчатых областей (рис. 1). В геологической истории ЮАС выделяют два основных этапа: океанический – существование Прото-Арктического бассейна в позднем палеозое–начале поздней юры и коллизионный – превращение океана в остаточный турбидитовый Южно-Анюйский бассейн и формирование покровно-складчатой системы в готериве–барреме в результате столкновения Сибири и Чукотки [6, 7, 10].

Рис. 1.

Тектоническая схема Северо-Востока Азии по [Соколов и др. 2015]. 1 – Сибирский кратон; 2 – палеозойско-мезозойские комплексы Верхояно-Колымской складчатой области; 3 – палеозойско-мезозойские комплексы Новосибирско-Чукотской складчатой области; 4 – кратонные террейны; 5 – Южно-Анюйская сутура; 6 – Западно-Корякская складчатая область; 7 – Корякско-Камчатская складчатая область; 8 – Охотско-Чукотский вулканический пояс; 9 – район работ.

Рис. 2.

Геологическая карта района мыса Святой Нос, (по данным [12], с изменениями и дополнениями) 1 – неоген-четвертичные отложения; 2, 3 – верхнеюрские (волжские) отложения: 2 – андезиты, базальты, их туфы с прослоями алевролитов, аргиллитов, редко песчаников, 3 – песчаники, алевролиты, аргиллиты; 4 – гранодиориты; 5 – тела диоритовых порфиритов: 6 – дайки: а – раннемеловых диоритовых порфиритов, б – раннемеловых гранодиорит-порфиров, в – позднемеловых кварцевых порфиров, г – позднемеловых гранит-порфиров; 7 – разломы: а – достоверные, б – предполагаемые; 8 – точки опробования на U–Pb датирование: а – гранитов; б – вулканитов

В контексте данной статьи наиболее интересным является позднеюрско-раннемеловой этап. В это время по обе стороны Южно-Анюйского бассейна происходило поглощение океанической коры бассейна в зонах субдукции. Юго-западная граница (в современных координатах) маркировалась Олойским вулканическим поясом, причем наличие тектонопары вулканический пояс–аккреционная призма указывает на южное погружение зоны субдукции под структуры активной окраины Сибирского континента [10]. На северо-восточной границе выделяют Кульпольнейскую (или Нутесинскую) дугу [6, 10, 11]. В настоящее время большинство исследователей считает, что Кульпольнейская дуга являлась внутриокеанической, однако вопрос о ее полярности трактуется различно [10, 13].

Существующие палеореконструкции рассматривают вулканические породы мыса Святой Нос (северо-западная часть Верхояно-Колымской складчатой области) как часть позднеюрской–раннемеловой Святоносско-Олойской островодужной системы, расположенной на окраине Сибирского континента [6, 7]. Однако существует точка зрения, согласно которой вулканические породы мыса Святой Нос могут являться северным продолжением Кульпольнейской дуги [9]. Верхний возрастной рубеж Святоносской и Кульпольнейской дуг остается неясным, что затрудняет их сопоставление, а также временные и пространственные соотношения с Олойским вулканическим поясом.

Полученные новые геохронологические и геохимические данные для вулканогенных образований и прорывающих их гранитоидов мыса Святой Нос позволяют более детально реконструировать конвергентную границу Сибирского континента, Южно-Анюйского бассейна и Чукотского микроконтинента.

На мысу Святой Нос среди кайнозойских отложений Приморской низменности обнажаются вулканические, вулканогенно-осадочные и терригенные образования, интрудированные гранитоидами Святоносского массива (рис. 2). Возраст, мощности отложений и характер контактов остаются предметом дискуссий. Терригенные породы выделяют в верхнеюрскую толщу или включают в состав вулканогенно-осадочной толщи, при этом возраст пород принят на основании их сопоставления с терригенными разрезами смежных южных регионов, охарактеризованных фауной верхней юры (оксфорда, кимериджа, волжского яруса) [3, 5, 12]. Возраст вулканогенных образований трактуется как позднеюрский или раннемеловой. В последнем случае они сопоставляются с вулканитами смежных районов, которые с несогласием перекрывают терригенные породы с фауной верхней юры [4, 5]. Среди данных K–Ar-абсолютного датирования (вал) вулканитов имеются как позднеюрские, так и меловые оценки возраста: 148–157 и 115, 89 млн лет [2, 8].

В результате полевых работ 2018 г. на мысе Святой Нос установлено, что терригенные породы не образуют относительно мощных толщ; отмечаются отдельные горизонты алевролитов, содержащие тонкие прослои пирокластического материала, либо сами алевролиты в виде прослоев присутствуют среди вулканических пород. Вулканогенные породы образуют толщу видимой мощности до 500 м и представлены базальтами, андезибазальтами, андезитами, их туфами и вулканогенно-осадочными породами.

Возраст гранитоидов Святоносского массива, которые прорывают вулканиты основного–среднего состава, считается раннемеловым на основании K–Ar-геохронологических (вал) данных [12].

Нами было выполнено изотопное U–Pb-датирование с помощью акцессорного циркона из базальтов (1 проба) и гранитоидов Святоносского массива (3 пробы).

U–Pb-датирование циркона осуществлялось на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований (ЦИИ) ФГУП “ВСЕГЕИ”. Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по традиционной методике, принятой в ЦИИ и изложенной в [15].

Циркон из базальтов обладает длиннопризматическим габитусом (50–100 мкм; Кудл = 1.1–2.0), хорошо выраженной осциляторной зональностью. В его кристаллах не обнаружены унаследованные ядра. Величина Th/U-отношения изменяется от 0.30 до 0.66, что свойственно магматическому циркону.

Конкордатный возраст (СКВО = 2.4) по 8 точкам составляет 146 ± 2 млн лет (рис. 3а), что соответствует поздней юре (титону).

Кристаллы циркона из гранодиоритов и гранитов Святоносского массива также обладают коротко- и длиннопризматическим габитусом, их размеры изменяются от 150 до 400 мкм (Кудл = = 1.3–4.0). Кристаллы циркона проявляют очень хорошо выраженную тонкую осциляторную зональность. В них не наблюдались унаследованные ядра. Величина Th/U-отношения изменяется от 0.30 до 0.65. Все перечисленное свидетельствует о магматическом генезисе циркона.

Конкордатные возрасты (СКВО = 2.4; 3.5; 0.96), рассчитанные для трех образцов гранитоидов составляют 114 ± 1, 112 ± 1 и 114 ± 2 млн лет (рис. 3б–3г). Эти оценки возраста соответствуют границе между аптом и альбом.

Вулканиты по соотношению кремнезема и щелочей соответствуют базальтам, андезибазальтам, реже андезитам. Все породы отличаются низкими содержаниями TiO2 (от 0.9 до 1.4 мас.%). Распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) умеренно фракционированы (рис. 4а) за счет обогащения легкими РЗЭ (La/Yb = 2.2–4.6). Спайдерграммы редких элементов характеризуются обогащением крупноионными литофильными элементами относительно высокозарядных и отрицательными минимумами Nb, Ta, P, Ti (рис. 4б), что свойственно породам надсубдукционного генезиса. В целом распределения РЗЭ, спайдерграммы и отношения Sc/Ni, La/Yb, Th/Yb, Nb/Yb для всей серии вулканитов очень сходны с вулканитами внутриокеанической Марианской дуги [14] (рис. 4).

Рис. 3.

 Диаграммы с конкордией для цирконов из базальтов (а) и гранитоидов (б–г) мыса Святой Нос.

Рис. 4.

Хондрит-нормализованные распределения РЗЭ (а) и спайдерграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии (б) для базальтов мыса Святой Нос. Вулканиты Марианской дуги по [14].

Гранитоиды Святоносского массива апт-альбского возраста (115–112 млн лет) по наличию в их составе биотита и амфибола и петрогеохимическим характеристикам соответствуют гранитам I-типа; они являются магнезиальными, известково-щелочными и щелочно-известковыми, метаглиноземистыми и умеренно-глиноземистыми образованиями. Время их внедрения (апт-альб) совпадает со сменой режима коллизионного сжатия на постколлизионное растяжение в тектонической эволюции арктической окраины Чукотки и с апт-альбским этапом растяжения в пределах прилегающих к ней шельфах морей Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского [1].

Таким образом, на мысе Святой Нос реконструируется вулканогенно-осадочная толща позднеюрского (титонского) возраста, в которой преобладают вулканиты основного состава и их туфы. Собственно терригенные комплексы отсутствуют, а отдельные горизонты обломочных пород среди вулканогенных содержат синхронный пирокластический материал.

Строение разреза, геохимические характеристики вулканитов и туфов, а также сходство с вулканитами Марианской дуги указывают на их формирование в обстановке внутриокеанической зоны субдукции. Полученные геохронологические и геохимические данные согласуются с предположением, что вулканогенно-осадочные породы мыса Святого Носа могут являться продолжением внутриокеанической Кульпольнейской дуги [9], которая развивалась на северо-восточной границе Южно-Анюйского океанического бассейна в позднеюрское время.

Список литературы

  1. Арктический бассейн. Геология и морфология / Под ред. В.Д. Каминский. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2017. 291 с.

  2. Аулов Б.Н., Иваненко Г.В., Поташева М.Н. и др. Отчет о космофотогеологическом картировании масштаба 1 : 500 000 на площади листов Т-54-В, Г; Т-55-В; Т-56-В, Г; Т-57-В, Г; S-53-A-Г; S-54-A-Г; S-55-A, Б; S-56-A, Б. 1991.

  3. Вольнов Д.А., Лопатин Б.Г., Сороков Д.С. и др. Государственная геологическая карта ССС м-ба 1 : 1  000  000 (новая серия). Лист S-53-55 – Новосибирские острова. Объяснительная записка. Спб.: ВСЕГЕИ. 1999, 208 с.

  4. Государственная геологическая карта Российской Федерации, м-б 1 : 1 000 000. Серия Лаптево-Сибироморская. Листы S-54 – о. Столбовой, S-54 – Ляховский о-ва. Объяснительная записка. Составители: Бургуто А.Г., Дорофеев В.К., Рекант П.В., Шкарубо С.И. и др. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2016. 300 с.

  5. Государственная геологическая карта ССС м-ба 1 : 200 000.   Серия   Новосибирские   о-ва.   Листы S-53-XVI, XVII, XXII, XXIII; S-54-XIV, XV, XVII; S-54-XXIII, XXIV; S-54-XXVII, XXVIII; S-54-XXIX, XXX. Объяснительная записка. Составители: А.И. Самусин, К.Н. Белоусов. Ред. А.М. Иванова. М.: ВСЕГЕИ, 1982. 130 с.

  6. Натальин Б.А. Раннемезозойские эвгеосинклинальные системы в северной части Циркум-Пацифики. М.: Наука, 1984. 136 с.

  7. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. Новосибирск, 1984. 192 с.

  8. Прохорова С.М., Иванов О.А. Оловоносные гранитоиды Яно-Индигирской низменности и связанные с ними россыпи. Л.: Недра, 1973. 232 с.

  9. Соколов С.Д. Очерк тектоники Северо-Востока Азии // Геотектоника. 2010. № 6. С. 60–78.

  10. Соколов С.Д., Тучкова М.И., Ганелин А.В., Бондаренко Г.Е., Лейер П. Тектоника Южно-Анюйской сутуры (Северо-Восток Азии) // Геотектоника. 2015. № 1. С. 5–30.

  11. Тектоника континентальных окраин Северо-Запада Тихого океана. М.: Наука, 1980. 285 с.

  12. 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. 1979.

  13. Amato J.M., Toro J., Akinin V.V., Hampton B.A., Salnikov S., Tuchkova M. Tectonic Evolution of the Mesozoic South Anyui Suture Zone, Eastern Russia: A Critical Component of Paleogeographic Reconstructions of the Arctic Region // Geosphere. 2015. V. 11. № 5. P. 1–34.

  14. Elliot T., Plank T., Zindler A., White W., Bourdon B. Element Transport Form Slab Volcanic Front at the Mariana Arc // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. № B 7. P. 14991–15019.

  15. Williams I.S. U–Th–Pb Geochronology by Ion Microprobe / M.A. McKibben, W.C. Shanks III, W.I. Ridley (eds.) Applications of Microanalytical Techniques to Understanding Mineralizing Processes // Rev. Econ. Geol. 1998. V. 7. P. 1–35.

Дополнительные материалы отсутствуют.