Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 494, № 2, стр. 9-14

Рассохинский (Рассошинский) террейн сложен кембрийско-ордовикскими и девон-раннеюрскими вулканогенными и осадочными образованиями, расположен в пределах внутренней части Верхояно-Колымской складчатой системы и граничит на юго-западе с Омулёвским террейном пассивной континентальной окраины, а на северо-востоке с Арга-Тасским океаническим террейном [1–3]. Комплексы Рассохинского террейна перекрыты с угловым несогласием Уяндино-Ясачненским средне-позднеюрским вулканогенным поясом (рис. 1). Хотя островодужная природа Рассохинского террейна неоднократно обсуждалась в литературе [3–5], наличие одновозрастных раннепалеозойских гранитов и их возможная корреляция оставались дискуссионными. Проведенное нами исследование позволило существенно восполнить этот пробел.

Рис. 1.

Расположение гранитоидов центральной части Омулёвского поднятия на схеме тектонического районирования (по [6], с изменениями). 1 – терригенно-карбонатные среднеордовикско-раннекаменноугольные отложения Омулёвского террейна; 2 – Рассохинский террейн; 3 – глубоководные базальты и сланцы позднего палеозоя Арга-Тасского террейна, а также девонские палеорифтовые образования Увязкинской зоны; 4 – Уяндино-Ясачненский вулканогенный пояс; 5 – гранитоидные массивы и их номера (1 – Трюлиньинский, 2 – Левобулкутский, 3 – Рассохинский, 4 – Левосереченский, 5 – Овачанский, 6 – Безымянный); 6 – Ожогинская впадина; 7 – геологические границы; 8 – региональные разрывные нарушения и их номера (1 – Гармычанский разлом, 2 – Булкутский надвиг, 3 – Арга-Тасский разлом). КОМ – Колымо-Омолонский микроконтинент.

Основным объектом исследования настоящей статьи являются два штока гранитоидов, расположенных в междуречье Трюлинья-Булкут: Трюлиньинский (3 × 2.5 км) и Левобулкутский (1.5 × 1 км), возраст которых ранее, как и всех немногочисленных массивов гранитоидов Омулёвского поднятия, считался позднеюрско-позднемеловым [6, 7]. Гранитоиды прорывают терригенные, преимущественно грубозернистые, породы нижнего ордовика (иченская толща [7]) и отделены разрывными нарушениями от карбонатных образований нижнего девона. Массивы имеют сходные составы и двухфазное строение. Первая фаза имеет небольшой объем и сложена монцодиорит-порфирами, а вторая фаза представлена граносиенит- и гранодиорит-порфирами. Контакты между породами первой и второй фазы интрузивные.

U–Pb-датирование цирконов осуществлялось на ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ им. А.П. Карпинского. Методика работ подробно изложена в [8] и поэтому здесь не рассматривается. Результаты приведены на рис. 2 и в табл. 1.

Рис. 2.

Диаграммы с конкордиями и морфологические формы цирконов. а – Трюлиньинский массив; б, в – Левобулкутский массив; г – цирконы из массивов с местоположением точек локального анализа, которые приведены в табл. 1.

Для образца 3028-10 из Трюлиньинского массива получено конкордантное значение возраста 440 ± 2 млн лет. Интерпретация возраста образца 1023-4 (Левобулкутский массив) более сложная, за исключением трех датировок все остальные распределены вдоль конкордии примерно от 450 до 370 млн лет с двумя кластерами, образующими конкордантные возраста в 424 ± 2 млн лет (9 замеров) и 383 ± 3 млн лет (4 замера) (рис. 2б, 2в). Нами учитывались следующие обстоятельства: (1) все зерна, включая составляющие относительно древний кластер, имеют правильную кристаллографическую форму с хорошо сохранившимися гранями, что делает маловероятным их захват из вмещающих пород; (2) зерна не имеют древних ядер и метаморфических обрастаний, что предполагает их формирование в едином магматическом процессе; (3) в двух из трех однородных зерен две датировки дали существенно различный результат (рис. 2г, 4.1 и 14.1, 3.1 и 15.1), причем в одном из них датировка на краю зерна (15.1) оказалась более древней, чем в его центральной части (3.1); (4) расположенный рядом и имеющий аналогичный состав Трюлиньинский массив имеет раннесилурийский возраст 440 ± 2 млн лет, а в базальных конгломератах девона присутствуют гальки гранитоидов [1]. Исходя из приведенных данных, мы рассматриваем появление относительно молодых U–Pb-возрастов как результат потери свинца при более молодых тектоно-магматических процессах и отдаем предпочтение силурийскому возрасту массива, хотя полностью исключить девонский возраст массива пока не представляется возможным.

На дискриминантных диаграммах Дж. Пирса с соавторами [9] гранитоиды попадают в поле островных дуг. По распределению РЗЭ, которые имеют фракционированные хондрит-нормализованные распределения с обогащением в легкой и обеднением в тяжелой частях, а также наличию хорошо выраженных положительных аномалий K, Pb и отрицательных Ba, Sr, Nb, Тa, Ti (рис. 3) они также сопоставимы с интрузивными комплексами надсубдукционных обстановок.

Рис. 3.

Хондрит-нормализованные спектры РЗЭ (а) и спайдерграммы (б) для гранитоидов Трюлиньинского (1) и Левобулкутского массивов (2). Состав С1 хондрита и примитивной мантии по [10].

Хотя сравнительно сходные геохимические характеристики имеют и коллизионные гранитоиды, но силурийские метаморфизм и деформации в Рассохинском террейне не установлены [3, 11] и имевшие место в силуре тектонические процессы не могут быть сопоставлены со столкновением крупных континентальных блоков. В пределах Верхояно-Колымских мезозоид сходные U–Pb-датировки гранитоидов известны на Верхнемайском поднятии – 443.9 ± 1.5 (сфен) и 445 ± 1.5 (циркон) млн лет [12], а также ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возрасты первой фазы метаморфизма Уяндинских и Мунилканских офиолитов – 419 ± 16 и 430 ± 46 млн лет соответственно [4, 13]. Эти возрастные характеристики в совокупности с данными, приведенными в настоящей работе, позволяют предполагать наличие в ордовике–силуре протяженной островной дуги, проходившей вдоль всего Омулёвского террейна и разворачивавшейся в юго-западном направлении (в современных координатах) в сторону Охотского массива, свидетельства о существовании которой сохранились лишь фрагментарно. Такой вывод подтверждает представления М.Д. Булгаковой [14] о существовании в раннем палеозое активной окраины и В.С. Оксмана [4] о системе окраинных морей и малых бассейнов, которые отделяли Верхоянскую континентальную окраину от океанического бассейна, который соединялся с Палеоуральским, Палеоазиатским океанами и Палеопацификой.

Заложение глубоководного бассейна на восточной окраине Сибирского континента и вероятное отделение от него кратонных террейнов было, скорее всего, связано с раннекембрийским рифтогенезом [15]. Наличие кембрийских офиолитокластитов и ордовикских глубоководных кремнисто-глинистых сланцев с базальтами в Рассохинском террейне [3, 5] также свидетельствуют в пользу существования глубоководного бассейна, возможно, с океанической корой, отделявшего в раннем палеозое Омулёвский, Приколымский и Омолонский кратонные террейны от окраины Сибири.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Полевые работы и изотопно-геохронологические исследования проводились в рамках темы ФГБУ “ВСЕГЕИ”. Интерпретация изотопных данных выполнена при поддержке проекта РНФ 20-17-00197. Частичная пробоподготовка проведена при участии гранта РФФИ № 19-05-00945.