Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2021, T. 501, № 2, стр. 192-198

Начиная с 1990-х годов, использование прецизионных методов изотопного датирования (U–Pb, ⁴⁰Ar/³⁹Ar) в дополнение к традиционным методам палеоботанической корреляции позволило существенно скорректировать представления о стратиграфии ряда континентальных вулканических провинций Северо-Востока Азии, включая меловой Охотско-Чукотский вулканический пояс (ОЧВП) – одну из крупнейших окраинно-континентальных магматических провинций фанерозоя [1, 3, 8]. С помощью изотопного датирования выявлены реликты ранее не известных вулканических областей, создана геохронологическая база для количественной оценки продуктивности вулканизма и решен ряд вопросов стратиграфии, которые не удавалось решить одними лишь традиционными методами [1, 2, 8–10, 12]. Показано, что вулканическая активность ОЧВП и подобных ему континентальных поясов носит резко выраженный эпизодический характер, с периодами резкой активизации и относительного затишья [1, 8].

При этом многие детали динамики древнего вулканизма по-прежнему остаются неясными. Получены лишь отрывочные сведения о существовании длительных (до 10 млн лет) перерывов в формировании мезозойских стратонов, ранее считавшихся едиными. Оценки продолжительности формирования отдельной свиты или толщи, выделяемой при геологическом картировании, меняются в широких пределах, от менее чем 1–2 млн лет до 10–15 млн лет [1, 8]. Кроме того, остается насущным вопрос о количестве изотопных датировок, достаточном для создания детальных геологических карт и палеовулканологических реконструкций. Решение подобных задач требует проведения на отдельных участках вулканических поясов детальных геохронологических исследований с густой сетью опробования, значительно превышающей средние показатели для изучаемых магматических провинций.

Для Охотско-Чукотского пояса в этом плане удачным полигоном являются окрестности месторождения Купол (рис. 1) – крупного эпитермального золото-серебряного объекта, открытого в 1990-е годы и эксплуатируемого с 2008 г. Это месторождение расположено в междуречье рр. Малый Анюй и Мечкерева, у границы Анадырского и Центрально-Чукотского сегментов ОЧВП. Вопросы геологического строения рудного поля Купол и возраста оруденения рассмотрены в работах [2, 4, 5]. Экономический интерес к данному району дал возможность исследователям детально изучить вещественный состав и возраст вулканитов в радиусе около 20 км вокруг месторождения. С учетом изотопных дат, полученных при подготовке настоящей публикации, на территорию площадью около 750 км², показанную на рис. 1, приходятся 25 определений возраста пород U–Pb- и ⁴⁰Ar/³⁹Ar-методами. На текущий момент данный участок ОЧВП – один из наиболее изученных с точки зрения прецизионной геохронологии.

Рис. 1.

Геологическая карта верховьев рр. Малый Анюй и Мечкерева (составлена П.Л. Тихомировым и И.Е. Лебедевым по материалам полевых работ 2004–2005 и 2019–2021 гг.). 1–4 – стратоны ОЧВП, по [8]: 1 – вилковская толща, альб(?) (базальты и андезибазальты, преимущественно лавы); 2 – мечкеревская толща, сеноман (лавы и туфы андезитов, базальтов, риолитов); 3 – кайемраваамская толща, турон-сантон (лавы и туфы андезитов, базальтов, дацитов, риолитов, горизонты вулканомиктовых песчаников); 4 – коваленковская толща, сантон (лавы оливиновых базальтов); 5 – четвертичные отложения; 6–10 – преобладающие разновидности вулканитов: 6 – базальты и андезибазальты, 7 – андезиты, 8 – дациты, 9 – туфы и игнимбриты риолитов, 10 – лавы риолитов; 11 – субвулканические тела (а – кислые, б – основные); 12 – граница сеноманской и турон-сантонской толщ; 13 – разрывные нарушения; 14 – реликты вулканических построек центрального типа; 15–16 – точки отбора проб для изотопного датирования: 15 – ⁴⁰Ar/³⁹Ar-метод, 16 – U–Pb-метод (для пп. 15 и 16: а – даты, полученные при подготовке настоящей работы, б – даты из публикаций [2, 10, 15]); 17 – залегание вулканогенных покровов (а – наклонное, б – горизонтальное); 18 – примерные границы рудного поля Купол.

Образцы для настоящего исследования взяты в ходе полевых работ, проведенных в 2005 г. и в 2019–2020 гг. Точки отбора проб для изотопного датирования отображены на рис. 1; отдельным знаком показаны результаты определений U–Pb- и ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста, взятые из публикаций.

В работах [5, 6] вулканиты территории, показанной на рис. 1, отнесены к нижнемеловой вилковской и верхнемеловой еропольской толщам. Указано, что в составе первой толщи преобладают лавы андезитов, во второй – игнимбриты и туфы риолитов. По результатам детального картирования, выполненного авторами настоящего исследования, предложено выделить нижнюю часть вилковской толщи в самостоятельный стратон (принимая во внимание ее однородный базальт-андезибазальтовый состав и значимые петрографические отличия). К отдельному стратону также отнесены оливиновые базальты, венчающие разрез территории, показанной на рис. 1.

Структура изученного фрагмента ОЧВП, в первом приближении, может быть охарактеризована как пологая (3–5°, до 10–12°) моноклиналь, погружающаяся к юго-востоку. В северо-восточной части изученной площади моноклинальное залегание вулканитов выражено особенно явно, и эта структура протягивается на северо-восток, вдоль простирания ОЧВП, не менее, чем на 90 км, до оз. Эльгыгытгын. В литературе она упоминается как “Угаткынская моноклиналь” [3]. Происхождение данной структуры связывается с процессом слабого растяжения на фоне вулканической активности коньяк-кампанского времени [8].

В пределах изученной площади моноклинальное залегание вулканогенных покровов нарушено, во-первых, вариациями первичного залегания пород, что связано с широким распространением здесь андезитовых стратовулканов. Во-вторых, на залегание пород повлияли процессы компенсационного погружения кровель малоглубинных магматических камер. В частности, в южной части площади расположена Озерная кальдера диаметром около 8 км, внутри которой (и за пределами которой) угол падения вулканогенных покровов не превышает 10–15°, а на флангах просадки достигает 45–50° (рис. 1).

По результатам петрографического изучения собранных коллекций четыре образца были выбраны для U–Pb-датирования цирконов и два – для ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирования мономинеральных фракций биотита. Подготовка образцов для извлечения монофракций циркона выполнялась на оборудовании ЦКП “Петрофизика, геомеханика и палеомагнетизм” ИФЗ РАН. Извлечение монофракций произведено по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей и с последующей ручной дочисткой под бинокуляром. U–Pb-датирование цирконов выполнено на ионном микрозонде SHRIMP II в ЦИИ ВСЕГЕИ по методике, описанной в [14], с использованием стандартов TEMORA и 91500. Интенсивность первичного пучка O^2– составляла 4 нА, размер анализируемого участка – 20 × 25 мкм. В образцах проанализированы от 11 до 15 зерен циркона. ⁴⁰Ar/³⁹Ar-датирование биотита, выделенного из образцов 08-274 и 08-110, выполнено в ИГМ СО РАН (г. Новосибирск) по методике, описанной в [11]. Эксперименты по ступенчатому прогреву проводились в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Изотопный состав аргона измерялся на масс-спектрометре Noble Gas 5400 фирмы “Micromass”. Обработка аналитических результатов выполнена с помощью программного комплекса IsoplotR 4.2 [16].

Результаты определения изотопного возраста пород приведены в табл. 1 и на рис. 1 и 2. Все цирконовые пробы показали некоторые отклонения изотопных отношений от конкордантных, что, возможно, связано с присутствием небольшого количества обыкновенного свинца (по измеренному ²⁰⁴Pb, доля нерадиогенного ²⁰⁶Pb в изученных цирконах достигает 7%). Отклонения изотопных отношений от конкордантных значений, в целом, невелики, и полученный возраст цирконов, с большой вероятностью, отвечает времени их кристаллизации. Для обр. 17–3 рассчитан конкордантный возраст 84.4 ± 0.7 млн лет (2σ; СКВО = = 5.8), для остальных проб возраст определен по пересечению конкордии и дискордии (млн лет, ±2σ): обр. Ch15 – 88.1 ± 0.5 (СКВО = 0.63); обр. Ch16 – 87.9 ± 0.5 (СКВО = 1.2); обр. CH18-2 – 86.9 ± 0.8 (СКВО = 1.7). Возраст ⁴⁰Ar^/39Ar плато для навесок биотита составил (млн лет, ±2σ): обр. 08-274 – 90.5 ± 2.6, обр. 08-110 – 87.7 ± 1.2 (при интегральном возрасте 93.7 ± 2.4 и 88.1 ± 1.2 млн лет соответственно). Вместе с результатами прецизионных изотопных датировок, опубликованными ранее [2, 10, 15], полученные данные позволяют заключить следующее:

Рис. 2.

Результаты определения изотопного возраста пород: диаграммы Тера–Вассербурга для цирконов (а–г) и спектры ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста биотита (д, е). Размер эллипсов погрешности соответствует величине 2σ. Пунктирные эллипсы – результаты, исключенные из расчета возраста образца.

1. 23 из 25 изотопных дат, доступных для изученной площади, соответствуют двум интервалам возраста (рис. 3): 98–93 млн лет (сеноман) и 90–84 млн лет (поздний турон-сантон). В первом приближении указанные интервалы отвечают времени формирования двух главных вулканогенных толщ изученной территории. Распределение значений изотопного возраста пород (рис. 3) не дает оснований для вывода о полном прекращении вулканической активности между этими двумя импульсами, однако существенное изменение интенсивности извержений весьма вероятно. При этом сеноманские вулканиты не могут быть отнесены к вилковской толще, поскольку, согласно принятым схемам [7], она имеет раннемеловой возраст. Сеноманский возраст предполагается для еропольской толщи, но она характеризуется существенно кремнекислым составом [5–7]. Таким образом, состав и возраст вулканогенных стратонов верховий рр. Малый Анюй и Мечкерева не позволяют корректно отнести их к каким-либо официально признанным стратиграфическим подразделениям. Альтернативная схема, учитывающая результаты изотопного датирования, предложена в работе [8] и отражена в подписи к рис. 1.

Рис. 3.

Диаграмма U–Pb- и ⁴⁰Ar/³⁹Ar-возраста вулканических пород верховьев рр. Малый Анюй и Мечкерева, по данным [2, 10, 15] и настоящей публикации. Горизонтальные отрезки – погрешность определений (2σ). Обозначения методов датирования – см. рис. 1. Границы подразделений геохронологической шкалы указаны в соответствии с [13].

2. Петрографические различия разновозрастных толщ не столь очевидны, как в опубликованных ранее стратиграфических схемах [4–7]. Кислые вулканиты составляют 10–15% разреза сеноманской толщи и 30–40% турон-сантонской, остальное приходится на породы среднего и основного состава. Локальные вариации состава вулканитов весьма значительны. Например, сеноманская толща включает горизонты риолитовых лав, туфов и игнимбритов мощностью до 300–400 м. Единственное устойчивое различие сеноманской и турон-сантонской толщ – присутствие пород со свежими вулканическими стеклами в последней при полном отсутствии кайнотипных пород в первой. Эта закономерность распространяется и на субвулканические тела: например, в пределах рудного поля Купол пострудные риолитовые дайки с возрастом 89–86 млн лет нередко содержат свежее вулканическое стекло.

3. Граница между сеноманской и турон-сантонской толщами (на рис. 1 показана пунктирной линией) неуверенно определяется по структурным и литологическим признакам. Вероятно, палеорельеф при накоплении вулканитов был расчлененным, поэтому нередки случаи, когда относительно древние даты характеризуют образцы, взятые на сравнительно высоких гипсометрических отметках, при кажущемся высоком положении в разрезе (рис. 1). Из этого следует, что для корректного разделения разновозрастных толщ континентальных вулканитов единичные определения изотопного возраста могут оказаться недостаточными.