Петрология, 2022, T. 30, № 3, стр. 227-259

ВВЕДЕНИЕ

Вопросы реконструкции процессов корообразования, механизмов транспорта коровых расплавов к поверхности, а также оценка временных рамок становления гигантских по объему гранитоидных плутонов в верхней коре являются фундаментальными и до сих пор привлекающими внимание многих петрологов. Особый интерес представляет исследование плутонов, где в обнажениях вскрыты мигматиты. Такие геологические комплексы отражают суммарную серию процессов от парциального плавления протолитов до деформаций в средне- и верхнекоровых условиях, позволяют оценить общую длительность и способы формирования сложно построенных гранито-метаморфических структур (куполов), исследовать палингенез (Sederholm, 1923; Коржинский, 1952; Sawer, 1996; Brown et al., 1995). Генетическая эволюция магмы начинается, когда ее протолит претерпевает частичное плавление, и заканчивается, когда все ее продукты полностью кристаллизуются. Мигматиты – породы, которые были частично расплавлены, тогда как гранитные интрузии отражают структуры, сформированные в процессе кристаллизации магмы (Vigneresse et al., 1996). Несмотря на задокументированные переходы некоторых мигматитов в граниты (Solar, Brown, 2001; Milord et al., 2001), механизмы, с помощью которых анатектические магмы, образовавшиеся в более глубокой коре, эволюционировали до гранитных магм, локализованных в верхней коре, до сих пор слабо изучены.

Частичное плавление земной коры может приводить к появлению гранитных тел, размеры которых варьируют от сантиметровых лейкосом у мигматитов до крупных интрузивных плутонов, представляющих собой площадь в несколько тысяч км². Анатексис может проявляться множеством различных способов, которые в значительной степени зависят от исходного состава, условий давления и температуры флюида во время высокотемпературного метаморфизма (например, Stevens, Clemens, 1993; Clemens, Droop, 1998). Таким образом, области мигматизации представляют собой перспективные объекты для изучения связи между метаморфизмом высокой степени, процессом частичного плавления и происхождением разнообразных гранитных тел (например, Brown, 2001).

Большая часть отечественных работ в этом направлении посвящена исследованию архейских сильно метаморфизованных комплексов (например, Судовиков, 1955; Мигматизация …, 1985; Балтыбаев, 2012), где реконструкция эволюции гранитоидных расплавов в силу их наложенных преобразований осложнена. Более перспективным может быть исследование относительно молодых и слабо измененных комплексов (например, Yakumchuk et al., 2015; Brown et al., 2016).

В арктической части России похожий объект известен на арктическом побережье Чукотки, около мыса Биллингса (в 100 км к востоку от пос. Певек) и именуется Велиткенайским массивом (Милов, Иванов, 1965). Этот массив является уникальным примером масштабного проявления меловых мигматитов в тесной ассоциации с интрузивными кислыми и средними субщелочными породами. Структурно район относится к Куульскому поднятию (рис. 1) в кристаллическом блоке или литостратиграфическом террейне Арктическая Аляска–Чукотка (AAЧ) (Churkin et al., 1985; Miller et al., 2010). Этот континентальный кристаллический фрагмент расположен между Северо-Азиатским (Сибирским) и Северо-Американским кратонами, разделяет современные Тихий и Арктический океаны, географически включает российско-аляскинскую континентальную окраину (п-ов Сьюард, хр. Брукса и Северный склон на Аляске, о-ва Де-Лонга, большую часть Чукотки от пос. Билибино до пос. Провидения, о. Врангеля) и прилегающие шельфы арктических морей (Чукотский бордерленд). U-Pb датирование цирконов (Akinin et al., 2011, 2015; Amato et al., 2009, 2014; Luchitskaya et al., 2017) указывает на мезо- и неопротерозойский возраст протолита фундамента ААЧ, который перекрывается палеозойскими и мезозойскими осадками. Анализ узоров на гистограммах возрастных популяций детритовых цирконов в триассовых и палеозойских осадках указывают на то, что ААЧ, скорее всего, являлся в палеозое частью Балтики и не имеет никакого отношения к Лаврентии (Amato et al., 2009; Miller et al., 2011). Слабо исследованная история формирования этого террейна имеет важное значение для фундаментального вопроса реконструкции конфигурации и распада суперконтинента Родиния, палеогеографических связей между крупными палеоконтинентальными массами, такими как Лаврентия, Балтика и Сибирь.

Рис. 1.

Cхема тектонического районирования Чукотки. 1 – выступы и гранито-гнейсовые купола с протерозойским протолитом (верхняя амфиболитовая фация метаморфизма); 2 – палеозойские отложения (зеленосланцевая и нижняя амфиболитовая фации); 3 – триасовые турбидиты и оси антиклиналей и синклиналей в них; 4 – позднеюрско-раннемеловые впадины с осадочным выполнением; 5 – фрагменты позднеюрско-раннемеловых вулканических дуг; 6 – аккреционные комплексы Корякско-Камчатской области; 7 – окраинно-континентальный Охотско-Чукотский вулканогенный пояс (ОЧВП); 8 – раннемеловые интрузии гранитоидов Чаунской (а) и Билибинской (б) субпровинций и позднемеловые гранитоиды ОЧВП (серым), (в) – пермо-триасовые габбро-диабазы, (г) – выходы ультраосновных пород; 9 – границы крупных тектонических единиц: ЧУ – кристаллический блок Чукотка, K-M – Колючинско-Мечигментская рифтовая зона; ЮАЗ – Южно-Анюйская сутурная зона, ОЛ – Олойская зона, ЯР – Яракваамский океанический террейн, КО – Корякско-Камчатская аккреционная область. Карта Велиткенайского монцонит-гранит-мигматитового массива (рис. 2) показана квадратом. Цифрами показаны U-Pb датировки по циркону из раннемеловых гранитоидных массивов Чукотки: [1 ] – (Akinin et al., 1997), [2 ] – (Тихомиров и др., 2011), [3 ] – (Miller et al., 2009), [4 ] – (Tikhomirov et al., 2008), [5 ] – (Pease et al., 2018), [6 ] – http://geochron-atlas. vsegei.ru/, [7 ] – (Лучицкая и др., 2019); отсутствие цифр в квадратных скобках – данные настоящей работы.

Предполагается, что в поздней юре–раннем мелу ААЧ был аккретирован к Колымо-Омолонскому супертеррейну и Аляске, в качестве сутурных зон выделяют офиолитовый пояс Ангаючам на Аляске и Южно-Анюйскую зону на Чукотке (Парфенов, 1984; Nokleberg et al., 1998; Соколов и др., 2001). Последующие процессы растяжения, магматизма и деформации в мелу существенно модифицируют раннюю архитектуру ААЧ. Таким образом, исследование меловых тектоно-магматических событий в ААЧ может быть использовано в целях реконструкции эволюции раскрытия Амеразийского бассейна и формирования гигантской магматической провинции Арктики (HALIP), сформировавшейся около 124 млн лет назад (Corfu et al., 2013).

В настоящей статье мы представляем петролого-геохимическую характеристику горных пород, слагающих Велиткенайский гранит-мигматитовый массив, включая первые сведения об изотопном составе (Sr, Nd, Pb) и распределении примесных элементов в породах. Новый блок информации в статье представляет изотопно-геохимическое исследование цирконов, выполненное локальными методами SIMS и LA-ICP-MS, которые позволили в одних и тех же точках кристаллов получить U‑Pb возраст, изучить изотопный состав гафния и кислорода, распределение примесных элементов. Акцент был сделан на исследовании унаследованных ядер кристаллов циркона, как источников принципиальной информации о составе и возрасте протолита магм. Полученные данные позволили надежно обосновать альбский возраст формирования гранит-мигматитового комплекса в целом, разделить интервалы кристаллизации двух интрузивных фаз массива, выявить неопротерозойский возраст протолита, предметно обсудить возможные механизмы фракционирования магм, а также место и время формирования мигматитов и сопутствующих деформаций в приложении к тектоно-магматической эволюции кристаллического блока Арктическая Аляска–Чукотка. В этом блоке выделено семь эпизодов гранитоидного магматизма, отражающих рост и эволюцию континентальной коры.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Структурные наблюдения и отбор образцов горных пород были выполнены в процессе полевых работ 2011 г. на трех участках Велиткенайского массива: на правобережье р. Кувет (в бассейнах ручьев Прямой и Верховый, юго-восточная часть Велиткенайского массива, рис. 2), в бассейне верхнего течения р. Сквозной, на береговых обнажениях мыса Энмыттагын (арктическое побережье Чукотки, северная часть Велиткенайского массива). Для петрографического анализа пород в шлифах были отобраны 315 образцов, из них в 84 образцах измерено содержание главных и примесных элементов, в 17 образцах исследован изотопный состав Rb-Sr, Sm-Nd, U-Pb систем. В 25 образцах гранитоидов, монцонитоидов, мигматитов и парагнейсов были датированы цирконы U-Pb (SHRIMP-RG) методом (в 8 из них в цирконах изучены изотопные Lu-Hf и ¹⁸O/¹⁶O системы, а также примесные элементы c помощью SIMS и LA-ICP-MS методов).

Рис. 2.

Геологическая карта юго-восточной части Велиткенайского массива. 1 – девонские биотит-полевошпат-кварцевые кристаллические сланцы, парагнейсы (метаморфизованы в зеленосланцевой и нижней амфиболитовой фации); 2 – каменноугольные кристаллические сланцы; 3 – верхнепермские-триасовые осадочные породы; 4 – верхнемеловые вулканические породы Охотско-Чукотского вулканогенного пояса; 5 – силлы пермско-триасовых габбро-диабазов; 6 – зона развития иньекций монцонитоидов ранней фазы Велиткенайского массива; 7 – граниты и лейкограниты поздней фазы Велиткенайского массива; 8 – неразделенные неопротерозойские мигматизированные ортогнейсы и прорывающие их маломощные штоки лейкогранитов поздней фазы (голубая пунктирная линия – зона надвига с будинами гарцбургитов и симплектитовых гранат-анортозитовых габбро-амфиболитов; 9 – разрывные нарушения; 10 – элементы залегания слоев (а), сланцеватости и линейности метаморфических минералов (б); 11 – находки фауны. Звездами отмечены места отбора проб и их номера.

Рентгенофлюоресцентный анализ горных пород на главные и примесные элементы выполнен в СВКНИИ ДВО РАН (г. Магадан) на спектрометрах SRM-25 и VRA-30 с использованием рутинного анализа, при этом погрешности определения стандартов по главным элементам не превышали 0.4% для SiO₂ и 0.2% для остальных оксидов, для примесных элементов (Rb, Sr, Zr) погрешность не превышала 5–6%. ICP-MS анализ пород на примесные элементы выполнен в Центре коллективного пользования ИТиГ ДВО РАН (г. Хабаровск), повторяющиеся измерения стандартов BHVO-1, AGV-1 и BIR-1 показали погрешности не более 5–10%.

Rb-Sr, Sm-Nd и U-Pb изотопные анализы в валовом составе пород и монофракции калиевого полевого шпата проведены в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург) на 8-коллекторном масс-спектрометре Triton TI в статическом режиме по стандартным методикам. Концентрации элементов определены с точностью ±0.5 отн. %. Погрешности значений (2σ) для ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr и ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd не превышают 0.5 отн. %, для ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd соответственно 0.050 и 0.005 отн. %. Для U и Pb уровень холостого опыта составляет 0.005 нг и 0.1 нг соответственно. Воспроизводимость содержаний Pb и U на основании анализов международного стандарта BCR-1 составляет 1 и 0.5% соответственно. Вариации главных и примесных элементов, а также изотопных отношений изверженных пород в координатах времени представляют один из путей предметного обсуждения петрогенезиса, таких как вклад мантийных компонентов, природа взаимодействия коры и мантии и в итоге реконструкция эволюции глубоких частей земной коры.

Особый акцент в исследованиях был направлен на изучение циркона, исключительно устойчивого акцессорного минерала, который несет в себе информацию о длительной истории формирования и эволюции магматической системы. Как показывают современные исследования циркона локальными методами, он часто бывает изотопно неоднородным, демонстрируя значительно более сложную историю, чем это представлялось ранее (пионерные исследования навесок циркона с помощью ТИМС). Циркон, кроме собственно магматического, может быть ксенокристовым или унаследованным перитектическим, отражающим возраст источника, из которого выплавлялась магма, а также может быть доинтрузивным или интрателлурическим (antecrystic), отражающим интервал времени глубинной кристаллизации исходной магматической системы до момента начала сегрегации, подъема и кристаллизации интрузий в верхнекоровых камерах (Charlier et al., 2006). Таким образом, циркон, кроме реконструкции собственно магматической истории, может быть использован как микроксенолит, записывающий раннюю доинтрузивную историю пород, позволяет в итоге реконструировать эволюцию роста и модификации земной коры (например, Charlier et al., 2006; Bryan et al., 2007).

Цирконы для U-Pb датирования и Lu-Hf-O изотопного исследования были выделены с использованием стандартной техники дробления, разделения в тяжелых жидкостях и электромагнитной сепарации. Перед анализом были получены изображения кристаллов в катодолюминесцентном излучении и обратно-рассеянных электронах на сканирующем электронном микроскопе JEOL JSM 5600, что позволило выявить характер зональности и внутреннюю структуру до- и синмагматических доменов в кристаллах циркона, наметить точки анализа без дефектов и микровключений. Изотопный анализ цирконов исследован преимущественно в одних и тех же участках кристаллов в следующей последовательности: U-Pb датирование (SHRIMP-RG) – изотопный состав кислорода (SIMS) – Lu-Hf изотопный состав (LA-ICP-MS).

U-Pb изотопные измерения in situ были проведены на SHRIMP-RG (чувствительный высокоразрешающий ионный микрозонд обратной геометрии) в микроаналитическом центре Стэнфордского университета (Williams, 1998). Детали аналитических измерений можно найти в (Акинин, Миллер, 2011). Для определения U-Pb возраста цирконов использовали стандарт R33 (кварцевый диорит комплекса Брэйнтри, Вермонт: Braintree complex, Vermont; Black et al., 2004) с принятым возрастом 419 млн лет, который анализировали систематически в течение аналитической сессии, а также стандарт TEMORA2. Концентрации урана и тория калиброваны по стандарту CZ3 (550 ppm U), а Pb/U отношение в образце калиброваны с использованием эмпирического квадратического соотношения между ²⁰⁶Pb⁺/U⁺ и UO⁺/U⁺ и нормализованного к ²⁰⁶Pb/U в стандарте. Обработку результатов измерений осуществляли с помощью программ Squid и Isoplot (Ludwig, 2003). Традиционно для молодых цирконов опирались только на ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст. Полученные ²⁰⁶Pb/²³⁸U возрасты скорректированы на ²⁰⁷Pb (Williams, 1998), допуская, что небольшая дискордантность цирконов является следствием простого смешения обыкновенного и радиогенного Pb. Воспроизводимость SHRIMP-RG анализа для изотопного отношения ²³⁸U/²⁰⁶Pb в стандарте составляет порядка 1–2%, что эквивалентно расхождению фанерозойских дат на 1–3 млн лет и меньше. В кристаллах циркона практически в тех же точках, где производилось U-Pb датирование, в отдельной сессии (ток первичных ионов кислорода 1–2 нA, напряжение 10 кВ, диаметр микрозонда ~15–17 мкм) был измерен широкий круг примесных элементов (всего 37 масс от ⁷Li до ²⁵⁴UO₂), используя хорошо охарактеризованный гомогенный стандарт MAD-green (4196 ppm U) (Barth, Wooden, 2010). Все измерения были выполнены при разрешении масс M/DM = = 10 500–11 000 (10% высоты пика), что позволяет исключить интерференцию молекулярных частиц, особенно для ⁴⁵Sc, ⁴⁸Ti и REE. HREE анализировались в оксидной форме, что позволило избежать неразрешимых изобарных интерференций для простых ионов металлов. Погрешность определения концентрации Ti оценена в 5%, на основе повторяющихся измерений стандарта MAD-green (Coble et al., 2018).

Изотопное отношение ¹⁸O/¹⁶O в цирконах было проанализировано в Университете Лос-Анджелеса (UCLA) c помощью ионного микрозонда Cameca 1270 IMS по стандартной процедуре, принятой в лаборатории (Trail et al., 2007). В качестве первичного использован стандарт циркона R33 (Black et al., 2004), в качестве вторичного – 91 500 (Wiedenbeck et al., 2004). Данные представлены в виде δ¹⁸O (VSMOW) – отношения ¹⁸O/¹⁶O (±2 σ) относительно среднего состава морской воды (Valley, 2003). В нашей аналитической сессии среднее значение δ¹⁸O для 42 валидных измерений стандарта R33 составило +6.0 ± 0.2‰. Все результаты для наших образцов были скорректированы на величину 1.09, для достижения табличной средней величины стандарта R33 в +5.57‰ (Black et al., 2004). Среднее значение для вторичного стандарта 91 500 в нашей сессии составило +10.5 ± 0.3‰, что приближается к табличному +9.86 ± 0.11‰ (Wiedenbeck et al., 2004). Точность для измеряемых образцов циркона рассчитана как геометрическое среднее стандартного воспроизведения и погрешности.

Исследование Lu-Hf изотопной системы в цирконах выполнены в Вашингтонском университете с помощью метода LA-MC-ICP-MS (лазер New Wave 213 nm Nd:YAG, диаметр пучка около 40 мкм). Измерения и обработка данных проведена в соответствии с принятым протоколом лаборатории (Fisher et al., 2014). В качестве первичного стандарта использован стандарт циркона “Mudtank” (¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf = 0.282507), в качестве вторичных – R33 и 91 500. Изотопное отношение ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf_initial, а также εHf(i) рассчитано с использованием измеренного U-Pb возраста и константы λ = 1.867 × 10^–11/лет^–1, современные отношения ¹⁷⁶Lu/ ¹⁷⁷Hf_CHUR = 0.0336 и ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf_CHUR = = 0.282785. Для измеренного отношения ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf был использован коэффициент коррекции 1.00011248. Среднее значение εHf(i) в нашей аналитической сессии для стандарта R33 составило +7.1 ± 0.9, для стандарта 91500 составило +6.3 ± ± 1.3 (при табличном +8.0 ± 0.7 и +6.9 ± 0.4 соответственно (Fisher et al., 2014)).

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Исследуемая территория относится к наиболее приподнятой северо-восточной части Чаунской складчатой зоны, в пределах которой выделяется крупное Куульское поднятие, протягивающееся с запада на восток от мыса Кибер до мыса Шмидта (рис. 1). Центральная часть поднятия сложена нижне-среднедевонскими терригенными отложениями лонговской, верхнедевонской пегтымельской свит (известковистые и аркозовые песчаники, углисто-кремнистые сланцы, алевролиты с линзами известняков) и нижнекаменноугольными известняками, конгломератами, гравелитами и песчаниками юнонской свиты (Желтовский, 1980). Возраст палеозойских отложений обосновывается плохо сохранившимися и редкими находками фауны в линзах известняков. Метаморфизованные в амфиболитовой и зеленосланцевой фациях отложения свит смяты в крупные (ширина 1–5 км) линейные складки северо-восточного простирания, осложненные на крыльях изоклинально-чешуйчатой складчатостью. Суммарная мощность верхнепалеозойских отложений в Куульском поднятии оценивается в 4.2 км (Желтовский, 1980). В краевых частях поднятия верхнепалеозойские отложения трансгрессивно перекрываются пермско-нижнетриасовыми углисто-глинистыми сланцами, алевролитами и известковистыми песчаниками гысмыткунской свиты и песчаниками с прослоями гравелитов, конгломератов геунтовской свиты раннего триаса (рис. 2).

В центральной части Куульского поднятия гранитоиды двухфазного Велиткенайского гранит-мигматитового массива прорывают и метаморфизуют верхнепалеозойские отложения на площади около 1450 км² (Милов, 1975). На Чукотке такие поднятия c крупными гранитными массивами в их центральных частях рассматриваются как меловые гранитно-метаморфические валы и купола (Гельман, 1996; Akinin et al., 1997).

Первые сведения о Велиткенайском массиве появились в 1934–1935 гг. в работах В.Г. Дитмара, планомерное изучение началось с геологосъемочных и геолого-поисковых работ масштаба 1 : 50 000 и крупнее, проводимых в период с 1942 г. по 1977 г. М.Н. Злобиным, И.М. Романовым, М.Е. Городинским, А.М. Дискиным, В.П. Полэ и Г.И. Левиным, Н.М. Саморуковым. В 1962 г. А.П. Миловым и В.С. Ивановым был подробно охарактеризован петрографический состав и внутреннее строение массива (Милов, Иванов, 1965). По результатам этих работ, с одной стороны, Велиткенайский массив представлял собой двухфазную пластообразную интрузию, на крыльях которой развиты мигматиты, с другой – в массиве выявлены черты сходства с типичными гнейсовыми куполами, а именно: антиклинальное строение, слоистый характер с переслаиванием метаморфических и изверженных пород, обилие мигматитов, редко содержащих небольшие линзы и блоки ультраосновных пород (по результатам геологического картирования Н.М. Саморукова в 1977 г.). По представлениям И.В. Тибилова Велиткенайский массив является автохтонным образованием, сформировавшимся по зонам смятия и рассланцевания в процессе гранитизации изначально литологически неоднородных осадочных толщ (Тибилов, 2005).

Представления о возрасте пород Велиткенайского массива до недавнего времени основывались на геологических данных и геохронологических датировках K-Ar методом по валу. В базе данных ГЕОХРОН (Акинин, Котляр, 1996) для этого объекта имеется 17 K-Ar датировок из коллекций С.Ф. Лугова, М.Е. Городинского, А.П. Милова, В.Г. Романчука (1961–1962 гг.) с возрастным интервалом от 98 до 55 млн лет. Первые U-Pb определения возраста циркона SHRIMP-методом показали значения от 105 до 100 млн лет (Ползуненков и др., 2011; Тихомиров и др., 2011).

Наши полевые наблюдения показали, что в ядре Велиткенайского гранит-мигматитового массива наблюдается сложная композиция мигматитов и магматических инъекций: маломощные силлообразные и дайкообразные тела гранитоидов, монцонитов и мигматитов насыщены шлирами и анклавами (реликтовыми пластинами/блоками) вмещающих кристаллических сланцев и ортогнейсов и формируют структуру типа сложного “слоистого пирога” на общей площади около 1450 км² (рис. 2, 3). Во многих случаях наблюдения указывают на мигматизированную структуру большей центральной части массива, с признаками магматического и постмагматического замещения вмещающих пород in situ с сохранением исходной слоистой структуры рамы (рис. 3а).

Рис. 3.

Взаимоотношения и характер внедрения гранитоидов и монцонитов Велиткенайского массива. (а) – 20-ти метровый останец (координаты: 69.27306 с.ш., 176.82639 в.д.) крупнопорфировых амфибол-биотитовых монцонитов ранней фазы (пятнистый фон с субгоризонтальной слоистостью, обр. 6001), рассекаемый мелкозернистыми биотитовыми гранитами поздней фазы (светлый фон, обр. 6000); (б) – 5-ти метровый коренной выход иньекционных мигматитов (координаты: 69.22455 с.ш., 177.13647 в.д.), представленных кристаллическими сланцами девона, смятыми в изоклинальные складки (темный фон), пронизанных мелкозернистыми биотитовыми гранитами поздней фазы (светлый фон, обр. 3600).

В целом Велиткенайский массив в его юго-восточной части представляет собой структурный блок, круто наклоненный на юго-запад. В его северо-восточной эндоконтактовой части вскрыты наиболее глубинные горизонты гранит-мигматитового комплекса. Среди мигматитов мы выделили три основных типа – метатектиты (послойные мигматиты), агматиты (глыбовые мигматиты) и диатектиты (теневые мигматиты) (рис. 4д, 4е). Диатектиты традиционно относятся к индикаторам наиболее глубинных условий формирования (Mehnert, 1968), их выходы приурочены к северо-восточной части массива, где в поле их развития установлена зона надвига с будинами гарцбургитов и симплектитовых гранат-анортитовых габбро (рис. 2). Метатектиты и менее развитые агматиты, напротив, локализованы в юго-западной части массива, где пространственно связаны с гигантопорфировыми роговообманково-биотитовыми кварцевыми диоритами, сиенитами и монцонитоидами ранней фазы становления массива. Вдоль юго-западного экзоконтака Велиткенайского массива вмещающие парагнейсы, относимые к карбону и девону, круто падают на юго-запад, линейность метаморфических минералов в них субгоризонтальна, вытягиваясь вдоль простирания гранитного плутона, что указывает на правостороннюю сдвиговую кинематику (Miller et al., 2018). На северо-восточном фланге комплекса обнажаются более молодые (80–90 млн лет) вулканические породы Охотско-Чукотского вулканического пояса, которые опущены относительно гранитоидов по системе сбросов, т.е. залегают гипсометрически ниже. Это свидетельствует о возможном СВ-ЮЗ растяжении, следующим за формированием ОЧВП, уже в кампане–маастрихте.

Рис. 4.

Текстурные разности гранитоидов и мигматитов Велиткенайского комплекса. (а, б) – крупнопорфировые амфибол-биотитовые монцонитоиды ранней фазы; (в, г) – мелкозернистые биотитовые граниты поздней фазы (светлое) рассекают и включают в себя ксенолиты крупнопорфировых амфибол-биотитовых монцонитоидов ранней фазы (темное); (д, е) – метатектиты (птигматиты, обр. 5600 – неосома, обр. 5601 – палеосома) и диатектиты (обр. 4719), см. рис. 2, табл. 1.

В трех коренных обнажениях в верховьях ручьев Верховый, Белый и Пыркэчгойгын задокументированы соотношения главных интрузивных фаз Велиткенайского массива и их соотношения с палеозойскими парагнейсами. Среди магматических пород различаются две главные фазы: 1) ранняя представленна многочисленными маломощными жилообразными и силлобразными иньекциями крупно- и гигантопорфировых роговообманково-биотитовых монцонитов, кварцевых монцонитов, деформированных в разной степени с образованием гнейсовидных разностей (рис. 4а), и обнажается, главным образом, в южной части массива; 2) более поздняя, образующая штокообразные тела и дайки недеформированных мелко- и среднезернистых биотитовых лейкогранитов, которые тяготеют к центральной части Велиткенайского массива (рис. 4б). Редко попадаются высокоглиноземистые гранат-мусковитовые лейкограниты. Породы ранней фазы характеризуются порфировидными, монцонитовыми, грано- и лепидобластовыми структурами (рис. 4а, 4б), непостоянством минеральных соотношений кварца, калиевого полевого шпата и плагиоклаза, повышенным содержанием сфена до 1.5%, наличием флюорита. Плагиоклазы по большей части однородны и относятся к андезину An_31–39. Калиевые полевые шпаты представлены ортоклазом (Ab = = 6–12%), который формирует крупные (от 1 до 10 см) порфировидные выделения, деформированные и насыщенные многочисленными включениями минералов матрикса – амфибола, биотита, плагиоклаза, кварца (рис. 5а). Такие особенности указывают на порфиробластическую природу ортоклаза, позволяют предполагать, что он кристаллизовался на субсолидусной стадии в условиях стресса. Амфиболы относятся к обыкновенным роговым обманкам. Биотиты из гранитоидов ранней фазы относятся к магнийсодержащим сидерофиллитам и железосодержащим флогопитам гранитоидов I-типа известково-щелочной серии. Для гранитоидов поздней фазы характерны равномернозернистые структуры и постоянство минеральных соотношений кварца, калиевого полевого шпата и плагиоклаза (рис. 5б). Биотитовые граниты в незначительных количествах содержат гранат и ортит, а для гранат-мусковитовых лейкогранитов характерно наличие мусковита, граната и турмалина. В мигматитах и мигматизированных ортогнейсах хорошо проявлена директивная структура (рис. 5в).

Рис. 5.

Представительные микрофотографии шлифов горных пород Велиткенайского массива. (а) – деформированный порфировидный монцонитоид ранней фазы, обр. 11А; (б) – биотитовый лейкогранит поздней фазы, обр. 4504; (в) – гнейсоватая директивная структура в неосоме мигматита, обр. 4900.

РЕЗУЛЬТАТЫ МИНЕРАЛЬНОЙ ТЕРМОБАРОМЕТРИИ

Оценки давления и температуры минеральных равновесий проводились по амфибол-плагиоклазовому термобарометру (Anderson, Smith, 1995; Blundy, Holland, 1990), а также термометру “Ti-в цирконе” (Ferry, Watson, 2007). И чермакитовая, и эденитовая схемы замещения широко проявлены в амфиболах монцонитоидов Велиткенайского массива, качественно указывая на изменения давления и температуры при кристаллизации магмы. Детальное изложение ограничений амфибол-плагиоклазовых версий термобарометров дано в работе (Ползуненков, 2018). Кристаллизация монцонитов ранней фазы на основе этого парагенезиса протекала при температурах 823–684 ±12°С, и, главным образом, в условиях мезоабиссальной фации глубинности при давлениях от 2.2 до 4.2 кбар (Ползуненков, 2018).

В цирконах из трех образцов монцонитоидов ранней фазы (обр. 3500, 4600gm, 4600Kfs) и трех образцов лейкогранитов поздней фазы (обр. 4504, 6000, 3300) были измерены концентрации примесных элементов на ионном зонде SHRIMP-RG. В 55 исследованных кристаллах циркона для монцонитов ранней фазы концентрация титана варьирует от 30 до 4 ppm, а расчетная температура кристаллизации по геотермометру (Ferry, Watson, 2007) варьирует от 850 до 700°С (медианы для трех образцов – 830, 780, 750°С). Для лейкогранитов поздней фазы, напротив, концентрация Ti в цирконе существенно меньше (от 8 до 3 ppm), соответственно, расчетные температуры кристаллизации составили от 760 до 670°С. Активность кремния в расплаве (αSiO₂) была принята за единицу, учитывая присутствие кварца в парагенезисе, а активность титана (αTiO₂) была принята за 0.7, учитывая отсутствие рутила. Таким образом, судя по термометрии Ti в цирконе, температура кристаллизации расплава монцонитоидов ранней фазы была определенно выше, чем расплава гранитов поздней фазы. Что может объяснять сохранность унаследованных древних ядер в цирконах последних (см. ниже).

Геохимия

Горные породы Велиткенайского массива характеризуются широкими вариациями главных и примесных элементов. По содержанию SiO₂ амфибол-биотитовые монцонитоиды (53.2–66.4 мас. %) заметно отличаются от биотитовых (73.2–79.1 мас. %) и гранат-мусковитовых гранитоидов (74.5–75.6 мас. %) (рис. 6). По соотношению SiO₂ и K₂O большая часть амфибол-биотитовых монцонитоидов и гранодиоритов ранней фазы относятся к шошонитовой серии, остальные к высококалиевой известково-щелочной серии (рис. 7, табл. 1). Гранат-мусковитовые гранитоиды отвечают высококалиевой известково-щелочной серии.

Рис. 6.

Вариации главных и примесных элементов относительно SiO₂ в горных породах Велиткенайского массива. 1 – монцонитоиды ранней фазы, 2 – граниты и лейкограниты поздней фазы, 3 – высокоглиноземистые гранат-мусковитовые лейкограниты поздней фазы, 4 – мигматиты, 5 – вмещающие девонские кристаллические сланцы, парагнейсы. Оксиды даны в мас. %, Rb, Sr, Sc – в г/т. Стрелками показаны генеральные тренды эволюции остаточного расплава при фракционировании минералов из монцонитов (Pl – плагиоклаз, Kfs – калиевый полевой шпат, Amf – амфибол, Bt – биотит, Mag – магнетит, Сpx – клинопироксен). Длина стрелок отражает приблизительный вклад минерала в коэффициент распределения кристалл–расплав.

Рис. 7.

Химический состав пород Велиткенайского массива на классификационных и дискриминантных диаграммах (Streckeisen, LeMaitre, 1979; Shand, 1943; Middlemost, 1985; Peccerillo, Taylor, 1976; Pearce et al., 1984; Batchelor, Bowden, 1985). Поля составов чукотских гранитоидов показаны для сравнения: чаунская субпровинция – точечная черная линия (авторские данные), билибинская субпровинция – зеленая пунктирная линия (Лучицкая и др., 2010), гранитоиды о. Врангеля – серая сплошная линия (Luchitskaya et al., 2017). Цифры на рис. (а): 2 – щелочно-полевошпатовый гранит, 3 – гранит, 4 – гранодиорит, 5 – тоналит, 6 – щелочно-полевошпатовый сиенит, 7 – сиенит, 8 – монцонит, 9 – (а) монцодиорит/(б) монцогаббро, 10 – (а) диорит/(б)габбро, *кварцевый(ое). Условные обозначения точек см. на рис. 6.

Таблица 1.

Химический состав горных пород Велиткенайского монцонит-гранит-мигматитового массива

Группа	1	1	1	1	1	1	1	2	2	2
Образец	EGC11A	EGC15	EGC33A	3500	4005	4600A	4600Agm	EGC33B	4504	5100
Порода1	МО	МО	ДИ	ГД	МО	МО	МО	ГР	ГР	ГР
SiO2	58.05	62.11	61.19	63.75	53.18	57.79	63.33	70.67	70.51	76.49
TiO2	1.01	0.83	0.81	0.58	1.02	0.62	0.61	0.40	0.26	0.06
Al2O3	16.31	16.15	16.03	15.68	16.99	18.37	17.40	14.64	15.36	12.67
FeOобщ	13.99	4.42	5.51	3.96	7.02	4.67	3.57	1.71	1.85	1.08
MgO	3.69	2.55	3.08	2.12	4.65	2.21	2.07	0.76	0.48	0.13
MnO	0.10	0.06	0.10	0.08	0.11	0.09	0.07	0.02	0.03	0.01
CaO	6.06	3.97	4.97	3.91	6.00	3.21	3.98	1.27	1.68	0.59
Na2O	3.34	3.00	3.72	3.65	2.99	3.60	4.58	2.39	3.77	2.59
K2O	2.42	5.46	2.97	2.73	5.35	6.90	2.49	7.15	5.28	6.09
P2O5	0.31	0.27	0.29	0.23	0.60	0.40	0.24	0.09	0.10	0.01
П.п.п.	0.84	0.50	0.63	2.76	1.00	1.00	1.15	0.50	0.35	0.08
Сумма	99.97	99.99	99.98	99.97	99.98	99.96	99.96	99.96	99.99	100.00
Cr	66	38	48	40	40	10	33	8	—	4
Ni	32	14	20	15	13	10	29	3	—	7
Sc	14	9	17	8	20	10	10	2	—	1
Rb	179	292	233	181	204	322	278	314	—	163
Cs	21.0	21.1	16.6	15.2	6.9	4.3	7.7	8.5	—	2.0
Ba	624	1560	530	695	2979	2486	589	1442	—	779
Sr	480	688	555	480	1403	1231	967	610	—	78
Ta	—	2.8	3.5	3.5	1.2	2.0	2.7	2.9	—	0.2
Nb	17	17	19	19	18	19	16	14	14	7
Hf	—	1	1	1	2	2	1	2	—	1
Zr	344	298	233	254	298	359	192	322	210	115
Y	40	41	75	40	43	46	41	61	—	7
Pb	32.0	51.1	32.9	36.2	51.3	62.8	38.5	63.2	—	32.7
Th	—	53.4	40.9	50.9	24.5	95.5	55.1	157.1	—	17.0
U	5.2	6.5	5.5	10.7	5.2	9.5	4.7	6.9	—	0.7
La	88.8	113.8	94.8	95.0	92.6	287.7	193.6	332.0	—	11.9
Ce	157.7	233.7	196.7	195.4	232.6	507.6	340.0	587.4	—	35.0
Pr	—	24.90	21.42	19.69	24.02	56.87	40.48	67.15	—	3.54
Nd	64.6	91.0	80.4	69.2	92.4	191.8	143.6	227.0	—	14.20
Sm	—	16.06	16.01	11.40	17.40	28.57	22.88	36.64	—	3.36
Eu	—	2.27	1.93	1.42	3.22	4.66	3.14	2.42	—	0.45
Gd	—	16.32	17.79	12.30	17.34	26.52	20.00	35.80	—	3.20
Tb	—	1.81	2.42	1.45	1.93	2.37	2.10	3.52	—	0.41
Dy	—	8.83	13.67	7.62	9.35	10.19	10.56	15.12	—	2.08
Ho	—	1.53	2.63	1.39	1.70	1.57	1.79	2.32	—	0.38
Er	—	4.45	7.93	4.37	4.68	4.90	5.52	6.45	—	1.06
Tm	—	0.58	1.09	0.61	0.61	0.55	0.74	0.71	—	0.14
Yb	—	3.76	7.38	4.35	3.83	3.97	5.28	4.60	—	0.88
Lu	—	0.50	1.01	0.61	0.54	0.53	0.73	0.55	—	0.13
Расчетные параметры
Щелочность2	В-K И	Ш	В-K И	В-K И	Ш	Ш	В-K И	Ш	Ш	Ш
Глиноземистость3	М	М	М	М	М	М	М	П	П	П
K2O/Na2O	2.42	5.46	2.97	2.73	5.35	6.90	2.49	7.15	5.28	6.09
Сумма REE	—	519	465	425	503	1128	790	1322	—	77
Th/U	—	8.2	7.4	4.75	4.7	10.0	11.6	22.7	—	24.1
La/Sm	—	7.09	5.92	8.34	5.32	10.0	8.46	9.06	—	3.54
La/Yb	—	30.3	12.8	21.9	24.2	72.5	36.7	72.1	—	13.6
Nb/Zr	0.05	0.06	0.08	0.07	0.06	0.05	0.08	0.04	0.07	0.06
Группа	2	2	2	2-Al	2-Al	2-Al	2	MИ	MИ	MИ
Образец	5600	6000	EGC36n	EGC30	3300	7701	EGC31	EGC35A	4719	5601
Порода1	ГР	ГР	ГР	ГР	ГР	ГР	МД	МИ	МИ	МИ
SiO2	73.44	73.87	75.92	74.33	75.00	74.01	51.48	67.05	69.81	76.73
TiO2	0.10	0.13	0.17	0.11	0.04	0.02	0.90	0.66	0.21	0.17
Al2O3	15.18	14.01	12.68	14.01	14.07	15.12	17.65	14.68	16.37	11.29
FeOобщ	1.13	0.76	1.79	1.15	0.65	0.93	7.38	5.18	1.41	2.68
MgO	0.31	0.47	0.30	0.16	0.09	0.11	3.81	2.09	0.54	0.80
MnO	0.02	0.01	0.03	0.06	0.12	0.15	0.11	0.10	0.02	0.04
CaO	2.25	0.75	1.13	0.63	0.47	0.46	5.70	1.58	1.54	0.95
Na2O	5.70	2.13	3.83	3.72	3.50	4.90	2.49	3.34	4.05	2.80
K2O	1.27	7.25	3.55	4.98	5.70	3.70	6.39	3.91	4.89	3.86
P2O5	0.02	0.07	0.03	0.03	0.00	0.20	1.03	0.07	0.04	0.02
П.п.п.	0.42	0.34	0.29	0.66	0.00	0.00	1.75	0.69	0.97	0.31
Сумма	99.99	99.98	99.96	99.99	100.01	100.00	99.95	99.99	100.01	100.00
Cr	4	5	4	2	6	17	3	60	7	6
Ni	2	2	1	0	1	1	—	20	4	16
Sc	2	1	3	5	6	2	15	16	4	6
Rb	53	387	157	498	454	342	198	284	188	193
Cs	1.3	9.3	4.0	40.5	12.1	65.0	3.4	11.0	5.6	2.0
Ba	140	1109	612	164	103	29	4272	441	474	438
Sr	249	496	74	60	29	13	3027	142	184	109
Ta	0.3	0.4	1.5	7.9	11.9	4.5	0.5	2.4	0.5	0.3
Nb	6	8	9	21	33	11	14	20	3	10
Hf	0	2	0	2	1	1	2	0	0	0
Zr	93	136	157	117	68	34	77	178	10	256
Y	5	9	49	16	64	5	38	7	11	6
Pb	19.6	87.5	19.1	48.7	92.1	21.7	64.0	29.5	26.6	28.7
Th	7.7	64.1	14.6	41.8	12.6	2.4	10.9	12.1	12.3	10.1
U	0.8	3.9	2.2	10.5	32.2	1.9	1.3	3.3	2.3	0.7
La	14.4	53.8	41.3	27.8	7.7	2.02	143.4	25.3	27.9	24.1
Ce	32.0	219.7	94.6	62.2	13.4	4.46	327.0	54.6	49.8	52.4
Pr	3.53	14.19	9.56	6.80	1.46	0.54	40.94	5.98	6.31	5.81
Nd	13.90	48.96	38.03	25.47	6.20	2.08	169.94	23.59	22.83	23.32
Sm	2.84	8.24	8.96	5.96	2.86	0.78	28.40	4.62	4.48	4.66
Eu	0.64	1.84	0.91	0.40	0.18	0.06	5.82	1.01	0.91	0.71
Gd	3.00	7.33	10.87	5.97	5.17	0.86	25.59	4.96	4.18	4.81
Tb	0.34	0.65	1.67	0.79	1.30	0.17	2.27	0.55	0.49	0.51
Dy	1.49	2.95	10.24	4.04	10.03	1.08	9.84	2.32	2.33	2.04
Ho	0.22	0.46	1.95	0.69	2.34	0.17	1.38	0.31	0.39	0.28
Er	0.51	1.37	5.60	2.03	8.54	0.52	4.18	0.38	1.04	0.60
Tm	0.06	0.17	0.72	0.28	1.49	0.09	0.40	0.07	0.12	0.05
Yb	0.42	1.20	4.44	1.97	12.76	0.74	2.65	0.52	0.74	0.39
Lu	0.05	0.18	0.54	0.27	1.86	0.09	0.34	0.07	0.10	0.05
Расчетные параметры
Щелочность2	И	Ш	В-K И	В-K И	Ш	В-K И	Ш	В-K И	Ш	В-K И
Глиноземистость3	П	П	П	П	П	П	М	П	П	П
K2O/Na2O	1.27	7.25	3.55	4.98	5.70	3.70	6.39	3.91	4.89	3.86
Сумма REE	73	361	229	145	75	14	762	124	122	120
Th/U	9.2	16.6	6.6	3.9	0.4	1.31	8.58	3.68	5.30	14.84
La/Sm	5.08	6.53	4.61	4.67	2.71	2.59	5.05	5.47	6.22	5.17
La/Yb	34.11	44.79	9.3	14.13	0.61	2.72	54.21	48.40	37.41	61.62
Nb/Zr	0.06	0.06	0.06	0.18	0.48	0.32	0.18	0.11	0.29	0.04

Примечание. Группа: 1 – ранняя интрузивная фаза, 2 – поздняя интрузивная фаза массива, 2-Al – высокоглиноземистые жильные фации, МИ – мигматиты. ¹ ГР – гранит, ГД – гранодиорит, МО – монцонит, ДИ – диорит, МД – монцодиорит, МИ – мигматит. ² И – известково-щелочная, В-K И – высоко-калиевая известково-щелочная, Ш – шошонитовая. ³ П – перглиноземистые, М – метаглиноземистые. Главные элементы в мас. % (XRF), примесные элементы в г/т (ICP-MS); прочерк – не определялось.

На диаграммах Б.Р. Фроста с соавторами (Frost et al., 2001) практически все амфибол-биотитовые монцонитоиды относятся к магнезиальным (Fe# = = FeO_t/(FeO_t + MgO) = 0.53–0.79), преимущественно щелочным, щелочно-известковым и металюминиевым образованиям (индекс глиноземистости ASI < 1.0) (рис. 7). Для части образцов (с повышенным количеством порфировых вкрапленников) индекс глиноземистости ASI > 1.0 (пералюминиевые), но не превышает значения в 1.1. Биотитовые-гранитоиды преимущественно относятся к магнезиальным (Fe# = 0.60–0.91), щелочным, щелочно-известковым, пералюминиевым образованиям (индекс глиноземистости ASI > 1.0, рис. 7). Гранат-мусковитовые гранитоиды характеризуются как железистые, щелочно-известковые и пералюминиевые образования.

Вариации главных элементов в зависимости от содержания SiO₂ (диаграммы Харкера, рис. 6) демонстрируют более или менее хорошо выраженные тренды с обратной зависимостью, обычные для гранитоидов известково-щелочных серий и отражающие изменяющиеся пропорции фракционирующих породообразующих минералов и разную долю ассимиляции боковых пород (процесс AFC). Cодержания большинства главных элементов, а также Rb, Sr и Sc согласуются, главным образом, с фракционированием полевых шпатов, магнетита и амфибола (рис. 6). Для мигматитов характерны широкие вариации состава, однако примечательным является намечаемое сходство в основном с составами лейкогранитов поздней фазы, что предполагает их генетическую связь. Вариации примесных элементов в целом не такие ясные, из наиболее примечательных можно отметить относительно широкие вариации Rb в биотитовых лейкогранитах поздней фазы (рис. 6).

Широкие вариации содержания главных элементов находят свое отражение и в поведении примесных некогерентных элементов. Большинство монцонитоидов ранней фазы отличаются самыми высокими суммарными концентрациями примесных элементов в целом и Th и REE, в частности обогащены LREE, в них наблюдается четко выраженные отрицательные аномалии Nb, Ta, Eu и Hf (REE_сум. = 285–790 ppm; (La/Lu)_N = 9.7–46.72; (La/Sm)_N = 3.29–6.57; (Gd/Lu)_N = 2.17–5.45; Eu/Eu* = 0.35–0.63; рис. 8, 9). В них также отмечаются повышенные концентрации Сo, Ni, Cr, V в сравнении с лейкогранитами поздней фазы. Биотитовые лейкограниты поздней фазы, напротив, характеризуются более низкими суммарными концентрациями примесных элементов, в них наблюдаются более широкие вариации элементов и глубокие негативные аномалии Ta, Hf и Ti (рис. 9). Для гранат-мусковитовых лейкогранитов, нормализованных по составу к верхней континентальной коре, на спайдерграммах характерны глубокие минимумы по Ba, Sr, LREE и Ti, высокие положительные аномалии Сs, Rb, K, Ta (рис. 9). Мигматиты выделяются в целом сильно дифференцированным спектром распределения примесных некогерентных элементов, с хорошо проявленными негативными аномалиями Ta и Hf, большими вариациями суммарных концентраций HREE (рис. 8, 9). Гранитоиды в остальных изученных массивах чаунской провинции по характеру распределения редкоземельных элементов в целом сходны с велиткенайскими лейкогранитами поздней фазы (рис. 8).

Рис. 8.

Распределение редкоземельных элементов в горных породах Велиткенайского массива. Нормализовано к примитивной мантии (РМ) по (McDonough, Sun, 1995). Серым фоном показан интервал составов всех гранитоидов и ортогнейсов Чукотского п-ва и о. Врангеля.

Рис. 9.

Распределение примесных некогерентных элементов в горных породах Велиткенайского массива. Нормализовано к модельному составу верхней континентальной коры (UC) по (Taylor, McLennan, 1995). Серым фоном показан интервал составов всех гранитоидов и ортогнейсов Чукотского п-ва и о. Врангеля.

В целом химический состав изученных монцонитоидов и гранитоидов отличает повышенная калиевость и слабовыраженные негативные Nb–Ta аномалии на спайдерграммах. На дискриминантных диаграммах Дж. Пирса (Pearce et al., 1984) точки составов монцонитоидов ранней фазы попадают в область постколлизионных гранитоидов, а гранитоиды поздней фазы, главным образом, располагаются в поле синколлизионных гранитоидов. При этом на диаграмме З. Батчелора и П. Боудена (Batchelor, Bowden, 1985) фигуративные точки монцонитоидов ранней фазы занимают область постколлизионных и позднеорогенных гранитоидов, а лейкограниты поздней фазы – посторогенных гранитоидов (рис. 7е). Такие геохимические характеристики позволяют предполагать их формирование в посторогенной геодинамической обстановке, в условиях постколлизионного растяжения.

Изотопно-геохимические характеристики источников магм

Магматические породы и мигматиты Велиткенайского массива характеризуются достаточно существенными вариациями изотопных отношений Sr, Nd и Pb (табл. 2, рис. 10). Изотопные отношения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i, пересчитанные на возраст 108 млн лет (возраст большинства гранитоидных плутонов Чукотки), в монцонитоидах, гранитах и мигматитах массива варьируют от 0.713359 до 0.715114 при εNd(i) от –1.8 до –7.9 и в модельных двустадийных возрастах от 1070 до 1580 млн лет. В высокоглиноземистых мусковит-гранат-турмалиновых гранитах жильной фации установлен близкий параметр εNd(i) = –5.9 при значительно более высоком Rb/Sr отношении (обр. 7701 в табл. 2). Мезопротерозойские Nd-модельные возрасты хорошо согласуются с возрастом древнейших пород в фундаменте террейна Арктическая Аляска–Чукотка (Akinin et al., 2011; Amato et al., 2014).

Таблица 2.

Изотопный состав горных пород Велиткенайского купола

Группа	1	2	МИ	2	1	1	1	2	2-Al	ВП	ВП	ВП	ВП	ВП	ВП	ВП
Образец	3500	5600	5601	6000	4600Agm	4600Kfs	EGC33A	EGC33B	7701	3101	3301	EGC25	EGC27	ELM11C2	ELM11C7	ELM11C8
Порода	ГД	ГР	МИ	ГР	МО	МО	ДИ	ГР	ГР	Tr	Tr	ПГ	ПГ	ПГ	ПГ	ПГ
Rb	171.6	50.1	180.9	277.7	200.8	457.2	216.1	292.4	339.0	179.3	110.6	117.8	90.8	140.5	82.7	171.0
Sr	452.5	228.6	100.9	470.7	906.0	1086.3	517.5	567.1	13.0	31.3	38.1	227.4	85.5	157.0	169.7	250.2
Sm	10.43	2.84	5.09	6.61	14.30	6.33	16.65	38.85	0.85	7.06	7.61	6.64	9.69	5.93	4.53	7.52
Nd	61.29	13.53	23.64	38.60	86.61	35.88	82.48	240.78	2.28	39.93	41.26	36.77	57.84	28.88	22.92	40.33
Pb	27.5	18.2	26.9	65.7	26.0	83.6	29.3	50.2	18.2	26.1	16.9	20.6	27.4	13.1	9.4	11.5
U	9.07	0.69	0.76	3.60	3.41	0.66	5.07	6.32	1.50	2.41	1.35	2.07	2.69	2.01	1.53	2.23
87Rb/86Sr	1.098	0.635	5.193	1.709	0.641	1.219	1.209	1.493	76.497	16.687	8.417	1.501	3.083	2.597	1.412	1.980
87Sr/86Sr	0.716799	0.715842	0.723799	0.717289	0.714344	0.715435	0.716623	0.717137	0.826827	0.786980	0.727691	0.723620	0.734810	0.734651	0.718893	0.721798
Err, %	3	4	3	5	4	4	4	4	4	1	0	4	4	4	2	4
147Sm/144Nd	0.1029	0.1267	0.1303	0.1035	0.0998	0.1066	0.1220	0.0975	0.2255	0.1070	0.1115	0.1091	0.1013	0.1241	0.1194	0.1127
143Nd/144Nd	0.512167	0.512396	0.512501	0.512237	0.512291	0.512277	0.512214	0.512229	0.512354	0.512092	0.512104	0.512128	0.512065	0.512126	0.512048	0.512042
Err, %	3	3	6	1	2	4	3	1	4	1	1	1	2	1	1	3
238U/204Pb	21.12	2.43	1.79	3.49	8.37	0.50	11.06	8.07	5.21	5.83	5.06	6.53	6.21	9.78	10.50	12.33
235U/204Pb	0.153	0.018	0.013	0.025	0.061	0.004	0.080	0.059	0.038	0.042	0.037	0.047	0.045	0.071	0.076	0.089
206Pb/204Pb	19.189	19.004	18.990	18.882	18.885	18.712	19.061	18.931	18.965	18.712	18.970	19.092	18.798	19.027	19.310	19.074
Err, %	0.065	0.063	0.066	0.085	0.068	0.085	0.067	0.073	0.064	0.067	0.064	0.063	0.067	0.063	0.063	0.064
207Pb/204Pb	15.650	15.645	15.642	15.636	15.631	15.621	15.644	15.636	15.638	15.622	15.651	15.671	15.623	15.653	15.665	15.657
Err, %	0.073	0.070	0.073	0.095	0.076	0.095	0.075	0.082	0.071	0.075	0.071	0.071	0.074	0.070	0.070	0.071
208Pb/204Pb	39.433	39.177	39.199	39.212	39.425	38.914	39.376	39.800	38.789	38.682	39.172	38.780	38.921	39.179	39.399	39.326
Err, %	0.092	0.089	0.093	0.120	0.096	0.120	0.095	0.103	0.090	0.095	0.090	0.090	0.094	0.089	0.089	0.090
Sr (108)	0.715114	0.714868	0.715829	0.714666	0.713359	0.713565	0.714767	0.714845	0.709422	0.761369	0.722714	0.721316	0.730079	0.730666	0.716725	0.718759
Nd (108)	0.512094	0.512307	0.512409	0.512163	0.512221	0.512202	0.512128	0.512160	0.512195	0.512016	0.512025	0.512051	0.511994	0.512038	0.511964	0.511963
ԑNd(0)	–9.2	–4.7	–2.7	–7.8	–6.8	–7.0	–8.3	–8.0	–5.5	–10.7	–10.4	–10.0	–11.2	–10.0	–11.5	–11.6
T, млн лет	106	101	600	103	103	104	106	101	100	245	245	360	360	360	360	360
ԑNd(i)	–7.9	–3.8	2.4	–6.6	–5.5	–5.8	–7.3	–6.7	–5.9	–7.9	–7.8	–5.9	–6.8	–6.7	–8.0	–7.8
fSm/Nd	–0.5	–0.4	–0.3	–0.5	–0.5	–0.5	–0.4	–0.5		–0.5	–0.4	–0.4	–0.5	–0.4	–0.4	–0.4
TNd(DM)	1352	1320	1187	1263	1150	1243	1554	1209		1510	1559	1489	1470	1740	1779	1669
TNd(DM-2st)	1579	1234	1123	1467	1374	1405	1523	1473		1685	1677	1619	1690	1680	1787	1771

Примечание. Порода: ГР – гранит, ГД – гранодиорит, МО – монцонит, ДИ – диорит, МИ – мигматит, Tr – триасовые песчаники и алевролиты, ПГ – девонские парагнейсы. Группа: 1 – ранняя интрузивная фаза, 2 – поздняя интрузивная фаза, МИ – мигматиты, 2-Al – высокоглиноземистые жильные фации, ВП – вмещающие девонские кристаллические сланцы. Концентрации элементов определены масс-спектрометрическим методом изотопного разбавления и приведены в г/т. Err – погрешность определения отношения в последних знаках или в процентах (Err, %). Изотопные параметры Sr и Nd пересчитаны на возраст 108 млн лет. Изотопные параметры ԑNd(i) и T_Nd(DM-2st) (Nd-модельный одностадийный и двустадийный возрасты) пересчитаны на исходный возраст пород (T, млн лет).

Рис. 10.

Изотопный состав горных пород Велиткенайского массива и вмещающих его пород в сравнении с апт-альбскими гранитоидами Билибинской и Чаунской провинций. Изотопные отношения (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr) и величина εNd пересчитаны на возраст 108 млн лет. Велиткенайский массив и породы его обрамления: 1 – монцониты ранней фазы, 2 – лейкограниты поздней фазы, 3 – мигматит, 4 – жильные фации высокоглиноземистых Grt-Мs лейкогранитов, 5 – триасовые песчаники и филлиты, 6 – девонские парагнейсы. LC – средний состав нижней коры Северо-Востока РФ по данным изучения глубинных ксенолитов в щелочных базальтах (Акинин и др., 2013). Поля составов горных пород для сравнения: Кооленьский гранито-гнейсовый купол, Восточная Чукотка (Rowe, 1998; неопубликованные данные авторов), альбская Чаунская провинция гранитоидов (Ефремов, 2012; неопубликованные данные авторов), аптская Билибинская провинция гранитоидов (Лучицкая и др., 2010), девонские гранитоиды мыса Кибер и Куэквуньского поднятия (Лучицкая и др., 2017). Омолонский палеопротерозойский ортогнейс, авторские данные (обр. ОМ111): ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.7210, εNd(i) = –28. Кривые с бергштрихами – модельные кривые смешения между средним составом нижней коры, нижнемелового габбро Чукотки (Е) и протерозойского ортогнейса из фундамента Кооленьского купола. NHRL – линия сравнения северного полушария (Hart, 1984); S-K – линия эволюции  свинца Земли по двухстадийной модели (Stacey, Kramers, 1975).

Такие изотопные метки характерны для коровых магм с достаточно высокой долей ассимиляции, значительно отличаются от таковых для вмещающих девонских парагнейсов и триасовых песчаников и филлитов (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)₍₁₀₈₎ = 0.716725–0.761369; εNd(i) = –9.0…–10.5, T_Nd(DM-2st) = 1650–1790 млн лет), которые прорываются интрузиями. Двухстадийный Nd-модельный возраст характеризует возраст, при котором изотопный состав образца, предположительно, был идентичен модельному резервуару CHUR или деплетированной мантии и компенсирует эффект возможного вторичного Sm/Nd фракционирования как результат корового парциального плавления (Liew, Hoffman, 1988). В сравнении с другими гранитными плутонами Чукотки (Чаунская и Билибинская провинции, граниты мыса Кибер), велиткенайские магматические породы (за исключением мигматита, обр. 5601, табл. 2) характеризуются чуть более радиогенным составом Sr. В изотопном составе источника велиткенайских магм доля зрелого корового компонента составляет около 70–80%, судя по модельным кривым смешения (рис. 10а). В качестве гипотетических мантийных компонентов смешения на этих кривых взяты составы раннемеловых габброидов Телекайского района Чукотки (Ефремов, 2012) и средний состав нижнекоровых ксенолитов континентального обрамления Северо-Востока Азии (Акинин и др., 2013), а в качестве коровых компонентов смешения – неопротерозойский ортогнейс Кооленьского купола (Aкинин, 2012; Rowe, 1998) и девонские парагнейсы Куульского поднятия, в котором обнажается Велиткенайский массив (обр. ELM11C2, табл. 2). Примечательно, что изотопный состав гранитоидов Чаунской провинции (массивы Певекский, Лоотайпынский, Янранайский) на диаграмме ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr–εNd формирует слабовыраженный тренд в направлении компонента EMII и состава палеопротерозойского ортогнейса Омолонского массива (рис. 10а), что позволяет предполагать наличие древнего фундамента в коре певекского блока Чукотки.

На диаграмме в координатах ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb–²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb (рис. 10б) точки составов велиткенайских магматических пород находятся между полями гранитоидов Кооленьского купола и западной части Куульского поднятия (массив Кибер), формируют линейный тренд, который вытягивается вдоль модельной изохроны с возрастом 660 млн лет (рис. 10б). Несмотря на то, что виртуальные точки велиткенайских пород на диаграмме аппроксимируются изохроной такого возраста с большой погрешностью, эта дата примечательна тем, что совпадает с возрастом унаследованных древних ядер в цирконах гранитоидов (обсуждение см. ниже), отражая гипотетический возраст протолита.

U-Pb геохронология

Изотопный состав циркона был исследован в 22 образцах Велиткенайского массива (из них 15 образцов – новые данные авторов) и 15 образцах гранитоидов из различных массивов чаунской провинции арктической Чукотки, включая 13 образцов из нашей коллекции (табл. 3; см. Supplementary 1, ESM_1.xlsx²²).

Таблица 3.

Возраст (U-Pb метод, SHRIMP-RG) и изотопный состав Hf и O циркона из горных пород Велиткенайского купола и гранитоидов Чаунской провинции Чукотки

Номер образца	Порода	Группа	Широта	Долгота	U-Pb возраст, млн лет	±2s	СКВО	p	N	Метод оценки	δ18O, ‰	±2s	ԑHf(i)	±2s	Генезис	Литературный источник
Велиткенайский монцонит-гранит-мигматитовый комплекс
3500	ГД	1	69.2164	177.1186	106	0.5	0.21	0.65	12/12	K					Магм.	Эта статья
4005*	МО	1	69.1960	177.1920	105	1	1.1	0.29	15/15	K					Магм.	Эта статья
4600b	MO	1	69.2092	177.1919	105	1	0.2	0.82	3/5	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
4600gm	MO	1	69.2092	177.1919	103	1	0.13	0.72	11/11	K					Магм.	Эта статья
4600Kfs	MO	1	69.2092	177.1919	104	1	0.06	0.81	8/10	K					Магм.	Эта статья
7706	MO	1	69.6980	176.6140	105	1.5	1.1	0.3	9/11	K					Магм.	Эта статья
EGC11A	МО	1	69.1847	177.2147	106	1	0.37	0.54	9/10	K	9.4	0.11	–9.3	1.1	Магм.	[1 ]
EGC15	MO	1	69.1854	177.2247	105	1	3.8	0.05	15/16	K	8.7	0.2	–8.5	1.1	Магм.	[1 ]
EGC33А	ДИ	1	69.2534	176.9423	106	1.5	0.23	0.63	12/12	K			–8.5	1.0	Магм.	[1 ]
EGC40a	МО	1	69.6990	176.6196	104	1	4.5	0.03	9/10	K			–5.0	1.8	Магм.	Эта статья
369-500	MO	1	69.1983	177.2061	102.5	2				206Pb/238U					Магм.	Эта статья
369-500	MO	1	69.1983	177.2061	364	44	1.6			U					Унаслед.	Эта статья
4504	ГР	2	69.2083	177.1889	100	8.5	1.9		6/10	L	7.5	0.6	–3.8	1	Магм.	Эта статья
4504	ГР	2	69.2083	177.1889	608	45	1.9		1/10	U	5.8	0.2	13	1	Унаслед.	Эта статья
6000	ГР	2	69.2731	176.8303	103	1	0.81		9/11	CH					Магм.	Эта статья
EGC33B	ГР	2	69.2534	176.9423	101	4	1.4		19/21	L					Магм.	Эта статья
EGC33B	ГР	2	69.2534	176.9423	591	32	1.4		19/22	U					Унаслед.	Эта статья
5100*	ГР	2	69.2730	176.9120	587	15	1.2		14/14	U					Унаслед.	Эта статья
5100*	ГР	2	69.2730	176.9120	101	2	1.2		14/14	L					Магм.	Эта статья
EGC31	MД	2	69.2243	177.1524	100	1	0.73	0.39	11/13	K	6	0.4	–2.9	0.4	Магм.	[1 ]
3300	ГР	2-Al	69.2131	177.1161	102	0.5	0.83	0.44	3/5	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
7701	ГР	2-Al	69.6990	176.6197	101	1	0.15	0.7	3/6	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
EGC30	ГР	2-Al	69.1655	177.2628	102.5	1	0.41	0.52	20/25	K	8.3	0.4	–2.4	1.8	Магм.	[1 ]
EGC30	ГР	2-Al	69.1655	177.2628	629	20	1.6		1/25	U	6.2	0.12	11.3	1	Унаслед.	[1 ]
4719*	МИ	МИ	69.2310	177.2980	108	2			1/20	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
4719*	МИ	МИ	69.2310	177.2980	600	13	0.52	0.47	8/20	K					Унаслед.	Эта статья
5601	МИ	МИ	69.3094	176.8597	102.5	2.5	2		2/10	K					Магм.	Эта статья
EGC35A	МИ	МИ	69.2635	177.0409	103	1.5	0.97		8/12	CH					Магм.	[1 ]
EGC35A	МИ	МИ	69.2635	177.0409	629	23	0.7		10/10	U					Унаслед.	[1 ]
EGC21	OГ	МИ	69.2307	177.2225	661	11	1.3			U	5.8	0.6	4.6	0.6	Магм.	[2 ]
EGC36	ОГ	МИ	69.2831	176.9151	612	7	0.9	0.47	16/20	206Pb/238U	5.1	0.5	8.1	1	Магм.	[2 ]
Гранитоидные массивы чаунской провинции Чукотки
EGC6	МО	Peg	69.0069	175.1932	107	2	1.8		11	CH					Магм.	[1 ]
EGC8	ГД	Kuv	69.1721	175.8172	105	2	1.3		8	CH					Магм.	[1 ]
8500	MO	Inro	69.8937	171.4218	107	1.5	4		9/10	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
PV2	MO	Pev	69.6867	170.3997	109	1	3.6	0.01	7/13	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
PV15	MO	Pev	69.6058	170.2058	105	1	3.5		5/13	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
PV8	ГД	Loo	69.6597	170.9519	107	0.5	1	0.43	9/11	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
8700	ЛА	dike	69.9519	171.3825	108	1	1.7	0.09	9/10	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
42/A85	ГР	Erg	65.8364	–176.2336	107	1			2/4	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
268	ГР	Val	64.6917	–173.696	104	1	0.08	0.78	10/10	K					Магм.	Эта статья
KU-1	ГР	Kue	68.5997	178.800	324	5	0.23	0.64	6/8	K.	6.8	0.2	0.9	1	Магм.	Эта статья
Гранитоидные массивы Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (центрально-чукотский сегмент)
8300	ГР	Pyr	69.745	171.553	92	1	1.1	0.3	10/10	K					Магм.	Эта статья
8800	ГР	Yan	69.9653	171.3774	91.4	0.5	0.02	0.9	4/7	206Pb/238U					Магм.	Эта статья
8100	ГР	Sev	69.761	171.6341	88	1	0.39	0.53	7/9	K	–2	0.5	7.9	0.2	Магм.	Эта статья

Примечание. Аббревиатура обозначения горных пород и групп – так же как и в табл. 1, 2: ГР – гранит, ГД – гранодиорит, МО – монцонит, ДИ – диорит, МИ – мигматит, ЛА – лампрофир, ОГ – неопротерозойские ортогнейсы , Kfs – калиевый полевой шпат, gm – основная масса крупнопорфировых разностей. Группа: 1 – ранняя интрузивная фаза, 2 – поздняя интрузивная фаза, МИ – мигматиты, 2-Al – высокоглиноземистые жильные фации. Датирование выполнено на SHRIMP-RG в микроаналитическом центре Стэнфордского университета-USGS (США), за исключением образцов, помеченных *, – анализы выполнены на SHRIMP-II в ЦИИ ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург). Литературный источник: Эта статья – данные авторов, [1 ] – (Miller et al., 2018), [2 ] – (Gottlieb et al., 2018). Даты и погрешности округлены до целых. Метод оценки возраста: K – средневзвешенный конкордантный ²⁰⁷Pb/²³⁵U и ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст, U – верхнее пересечение дискордии, L – нижнее пересечение дискордии, CH – U-Pb возраст по хорде к обыкновенному свинцу, ²⁰⁶Pb/²³⁸U – средневзвешенный ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст; δ¹⁸O и εHf(i) – средневзвешенные значения.

В девяти исследованных нами гранитоидных массивах арктической части Чукотки ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст циркона варьирует от 109 до 104 (±1–2) млн лет (рис. 1, табл. 3). Важно отметить, что такой альбский возрастной интервал гранитоидов характерен именно для массивов, обнаженных в северной прибрежной арктической части Чукотки, в юго-западной части Чукотки возраст гранитоидов – аптский, от 123 до 112 млн лет (рис. 1). Это обстоятельство позволяет нам впервые выделять среди чукотских гранитоидов две субпровинции – альбскую Чаунскую и аптскую Билибинскую.

В пятнадцати датированных образцах гранитоидов и мигматитов двухфазного Велиткенайского массива средневзвешенные ²⁰⁶Pb/²³⁸U возрасты циркона магматической стадии кристаллизации варьируют от 106 до 100 (±1–2) млн лет в общей датированной популяции из 300 кристаллов (Suppl. 1, ESM_1.xlsx). При этом выявилось характерное различие в возрасте ранней и поздней фаз гранитоидов. Средневзвешенные значения U-Pb возраста цирконов в монцонитах и гранодиоритах ранней фазы варьируют от 106 до 103 (±1–2) млн лет, без признаков древних унаследованных ядер в кристаллах (табл. 3, рис. 11, 12, 13). В цирконах лейкогранитов, высокоглиноземистых гранитов поздней фазы, напротив, U-Pb возраст моложе – около 99–101 млн лет, а в ядрах кристаллов циркона систематически устанавливаются древние унаследованные домены с возрастом около 630–590 млн лет (табл. 3, рис. 11, 12, 13). Таким образом, судя по разнице в возрасте автокристов и антекристов циркона, характеризующих магматическую стадию сегрегации и кристаллизации, время кристаллизации магмы Велиткенайского монцонит-гранитного плутона можно оценить в 6–7 млн лет, близкий интервал намечается и для датированных нами массивов чаунской провинции гранитоидов (табл. 3).

Рис. 11.

U-Pb возраст циркона из гранитоидов Чаунской провинции Чукотки. Номера образцов соответствуют таковым с приведенными U-Pb возрастами в табл. 3. Возраст унаследованных ядер в цирконе показан внизу соответствующим для породных групп цветом.

Рис. 12.

Диаграммы с конкордией для цирконов Велиткенайского монцонит-мигматитового массива в представительных образцах (см. табл. 3). Черные точки – измеренные изотопные отношения в индивидуальных кристаллах циркона (SHRIMP-RG инструмент). Цветные области – плотность распределения точек с учетом погрешности измерений 2σ (алгоритм по Sircombe, 2007). T – cредневзвешенный конкордантный возраст, СКВО – среднеквадратичное взвешенное отклонение, p – вероятность.

Рис. 13.

Изображение кристаллов велиткенайских цирконов в катодолюминесцентном излучении для каждой из выделенных породных групп, представительные образцы (см. табл. 3). Кружками разного цвета показаны области анализа и значения U-Pb возраста (²⁰⁶Pb/²³⁸U дата, скорректированная на ²⁰⁷Pb), величины εHf(i) и δ¹⁸O. Примечательны ювенильные мантийные значения изотопных отношений Hf и O в унаследованных ядрах циркона из мигматизированных ортогнейсов и лейкогранитов поздней фазы.

В велиткенайских мигматитах обнаружены цирконы также с унаследованными неопротерозойскими ядрами, для неосомы характерно преобладание цирконов с альбским возрастом, а для палеосомы – с неопротерозойским (табл. 3, рис. 11, 12, 13; Suppl. 1, ESM_1.xlsx).

Неопротерозойские U-Pb возрасты (660–612 млн лет) установлены также в цирконах ортогнейсов, встречающихся в виде ксенолитов в лейкогранитах поздней фазы Велиткенайского массива (табл. 3, рис. 12). Это обстоятельство позволяет заключить, что такие ортогнейсы могут выступать в качестве протолита для выплавления велиткенайских магм. Примечательно, что неопротерозойские цирконы обнаружены в комплексе уникальных симплектитовых гранатовых габбро-амфиболитов, которые слагают вместе с аподунитовыми серпентинитами и гарцбургитами мегаксенолиты в центральной части Велиткенайского гранит-мигматитового комплекса (рис. 2, Suppl. 1, ESM_1.xlsx). Цирконы в габбро-амфиболите (обр. 5310, Suppl. 1, ESM_1.xlsx) установлены in situ в шлифах, как продукты проградного метаморфизма и распада более ранних магматических и метаморфических минеральных ассоциаций. Исследованные цирконы большей частью показывают нарушенные U-Pb изотопные отношения, формируя дискордию с неопротерозойским U-Pb возрастом для верхнего пересечения (около 670–560 млн лет), нижнее пересечение устанавливается только по одному кристаллу циркона, для которого ²⁰⁶Pb/²³⁸U возраст составил 103 ± 4 млн лет.

Вмещающие парагнейсы или биотит-кварц-полевошпатовые кристаллические сланцы, судя по наиболее молодым детритовым популяциям циркона в них, имеют девонский и карбоновый возраст, что хорошо согласуется с геологическими данными (Желтовский, 1980). Девонские даты установлены также в ортогнейсах Куэквуньского массива, обнажающегося недалеко от Велиткеная в Куульском поднятии (рис. 1, табл. 3, обр. KU-1). Эдиакарские и девонские даты были надежно установлены в ортогнейсах Кооленьского, Нешканского, Сенявинского и Куульского метаморфических куполов и поднятий, а также Чукотского бордерленда (Akinin et al., 1997; Natal’in et al., 1999; Акинин, 2012; Лучицкая и др., 2015; Brumley et al., 2015). Эти данные позволяют надежно выделять инициальные байкальские и каледонские магматические и метаморфические события в фундаменте террейна Арктическая Аляска–Чукотка.

Изотопный состав Hf и O циркона

Вариации изотопного состава гафния (¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf) и кислорода (δ¹⁸O) были исследованы в цирконах из трех образцов монцонитоидов ранней фазы, трех образцов лейкогранитов и высокоглиноземистых гранитов поздней фазы (табл. 3, Suppl. 2, ESM_2.xlsx), а также двух образцов ортогнейсов из фундамента Куульского поднятия (последние взяты из работы (Gottlieb et al., 2018)). Для каждого из образцов изотопные характеристики измерены не менее чем в 7–10 индивидуальных кристаллах циркона. С целью сравнения и исследования источников велиткенайских магм были изучены изотопные характеристики цирконов также в трех образцах ортогнейсов Кооленьского купола и Куэквуньского поднятия (Suppl. 2, ESM_2.xlsx). Значение параметра εHf(i) в велиткенайских монцонитоидах ранней фазы варьирует от –11 до –7.4, а δ¹⁸O от 9.9 до 8.4 (табл. 3, рис. 14), указывая на существенную долю зрелого корового материала в источнике магм. Модельные Hf возрасты циркона для этих пород составляют от 1.2 до 1.1 млрд лет. В лейкогранитах поздней фазы, напротив, эти значения отличаются, демонстрируя тренд в направлении более ювенильных мантийных значений (εHf(i) от –4.7 до –1.5; δ¹⁸O от 8.7 до 5.8; Suppl. 2, ESM_2.xlsx, рис. 14), для модельных Hf возрастов, главным образом, в интервале от 900 до 800 млн лет. Примечательно, что неопротерозойские унаследованные ядра в цирконе велиткенайских гранитоидов, а также цирконы из ортогнейсов Кооленьского купола, Куульского поднятия и фундамента о-ва Жохова (Akinin et al., 2015) имеют самые высокие ювенильные мантийные изотопные метки, достигающие величин εHf(i) +11 и +13 при δ¹⁸O от 4.9 до 6.2 (рис. 14). Расчетные Hf-модельные возрасты при таких параметрах достигают 2.1–1.4 млрд лет.

Рис. 14.

Вариации εHf(i) и δ¹⁸O в исследованных цирконах Чукотки и магматических поясах Северо-Востока Азии. Велиткенайский купол, Кооленьский купол и Куэквуньский ортогнейс – данные настоящей работы. Остальное литературные источники: [1 ] – (Akinin et al., 2015); [2 ] – (Akinin et al., 2020); [3 ] – (Gottlieb et al., 2018); [4 ] – (Лучицкая и др., 2020). Примечательны ювенильные мантийные значения εHf(i) в цирконах из ортогнейсов Кооленьского и Велиткенайского купола, ксенолитов фундамента о. Жохова (архипелаг Де-Лонга), а также в унаследованных ядрах в велиткенайских ортогнейсах, мигматитах и лейкогранитах поздней фазы.

ОБСУЖДЕНИЕ

Модель эволюции Велиткенайского монцонит-мигматитового купола

Полученные данные позволяют нам выделять в центральной части Куульского поднятия Велиткенайский монцонит-гранит-мигматитовый купол, эволюция которого может быть прослежена в характеристике следующих геологических комплексов (рис. 15). В центральной части купола обнажаются мигматизированные неопротерозойские ортогнейсы, U-Pb возраст циркона в палеосоме которых составляет от 660 до 600 млн лет (εNd(i) от –1.8 до –3.8), а в неосоме – около 103 ± 2 млн лет. Циркон ортогнейсов характеризуется ювенильными изотопными характеристиками (εHf(i) от +11 до +8.5 при δ¹⁸O от 6.4 до 5.9), указывая на существенную долю мантийной компоненты в протолите. Ортомагматическая природа мигматизированных гнейсов подчеркивается относительно узким интервалом возрастов циркона, что нехарактерно для парагнейсов, для которых следовало бы ожидать наличия детритовых популяций циркона с обширным интервалом возрастов от архея и моложе. Такие детритовые популяции с возрастами от 2.7 млрд лет до 370 млн лет мы установили для цирконов из девонских парагнейсов, которые обнажаются на крыльях Велиткенайского купола и характеризуются коровыми Nd-изотопными характеристиками и наиболее древними модельными возрастами (εNd(i) от –1.8 до –3.8; T_Nd(DM-2st) = 1.6–1.7 млрд лет, рис. 15).

Рис. 15.

Модельный разрез через Велиткенайский купол, арктическая часть Чукотки. Обобщенные параметры возраста и изотопных меток показаны для каждой из исследованных породных групп. Возраст и изотопные параметры для ортогнейсов включают кроме велиткенайских данные по Кооленьскому куполу. MASH – предполагаемая область плавления, ассимиляции, сегрегации и гомогенизации магм. Геохимические параметры пород комплексов (εNd) и цирконов из них (U-Pb возраст, εHf, δ¹⁸O): 1) – ортогнейсы фундамента, U-Pb возраст равен 660–600 млн лет, εHf(i) = +11…+3.4, δ¹⁸O = 6.4–4.8; 2) – мигматизированные ортогнейсы (εNd = = ‒3.8…+2.4, T_Nd(DM-2st) = 1.0–1.2 млрд лет), U-Pb возраст неосомы ~103 ± 2 млн лет, U-Pb возраст палеосоме ~660–612 млн лет, εHf(i) = +11…+3.4, δ¹⁸O = 6.4–4.8; 3) – девонские парагнейсы (εNd = –8.7…–10.4, T_Nd(DM-2st) = 1.6–1.7 млрд лет), U-Pb возраст осадконакопления ~370 млн лет, U-Pb возраст детритовых популяций ~2.7–0.7 млрд лет; 4) – будины офиолитов, U-Pb возраст кристаллизации габбо-амфиболитов ~670–560 млн лет; 5) – монцонитоиды ранней фазы (εNd = 7.3…–7.9, T_Nd(DM-2st) = 1.4–1.6 млрд лет) U-Pb возраст кристаллизации ~106–103 (±1) млн лет, εHf(i) = –11…–7, δ¹⁸O = 10–8.4; 6) – лейкограниты поздней фазы (εNd = –3.8…–6.7, T_Nd(DM-2st) = 1.2–1.4 млрд лет), U-Pb возраст кристаллизации ~102–101 (±1) млн лет, εHf(i) = –4.7…–1.5, δ¹⁸O = 8.7–5.8, U-Pb унаследованных ядер ~630–608 млн лет, εHf(i) = +11…+13, δ¹⁸O = 5.8; 7) – вулканические накопления Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, U-Pb возраст кристаллизации составляет 93–88 млн лет.

В составе комплекса неопротерозойских мигматизированных ортогнейсов закартированы мегаксенолиты или будины офиолитов (выходы апогарцбургитовых серпентинитов и гранат-амфиболовых метагаббро), возраст которых также неопротерозойский. Учитывая то, что эти породы обнажаются в виде серии небольших выходов (первые десятки метров) вдоль узкой полосы, не исключено, что они были выведены на поверхность в виде будин по зоне надвига или глубинного разлома (рис. 15).

Монцонитоиды ранней фазы Велиткенайского массива внедрились на ранних стадиях подъема купола, приблизительно от 106 до 103 ±1 млн лет назад. Выплавлялись эти породы из относительно зрелого корового субстрата (в породах εNd(i) от –5.5 до –7.9; T_Nd(DM-2st) = 1.4–1.6 млрд лет, в цирконах εHf(i) от –11 до –7 при δ¹⁸O от 10 до 8.4). Примечательным является отсутствие унаследованных древних доменов в ядрах циркона монцонитоидов. Это обстоятельство наталкивает на мысль, что, вероятно, древний протолит был уже переплавлен полностью в мелу при андерплейтинге базитовых магм в нижней коре. Такой сценарий не является уникальным: меловой состав нижней коры на континентальных окраинах Северо-Востока Азии был установлен по результатам изучения циркона из нижнекоровых ксенолитов в поздненеогеновых щелочных базальтах (Акинин и др., 2013). Вариации концентраций главных и примесных элементов в монцонитоидах ранней фазы согласуются с моделью фракционной кристаллизации (флотации) полевых шпатов, магнетита и амфибола, привнос калия флюидами играл, по-видимому, также важную роль в петрогенезисе. Учитывая, что монцонитоиды нередко имеют гнейсовую и директивную структуру, мы заключаем, что их внедрение происходило в условиях деформационного стресса (правые сдвиги).

Более молодые лейкограниты поздней фазы (102–101 ± 1 млн лет), напротив, отличаются тем, что систематически содержат цирконы с унаследованными древними доменами в ядрах (630–308 млн лет), которые к тому же характеризуются ювенильными мантийными метками Hf и O (εHf(i) от +11 до +13, при δ¹⁸O около 5.8) такими же, как и в неопротерозойских ортогнейсах. Это однозначно указывает на то, что последние являются протолитом для выплавления лейкогранитов поздней фазы. Сохранность древних унаследованных ядер циркона в лейкогранитах связана с более низкотемпературным и, вероятно, сухим характером этих магм в отличие от монцонитоидов ранней фазы. В отличие от монцонитоидов, в лейкогранитах устанавливаются более низкие значения εNd(i) от –3.8 до –6.7 и расчетные Nd-модельные двустадийные возрасты (T_Nd(DM-2st) = 1.2–1.4 млрд лет). Такие же тенденции выявлены и для изотопного состава Hf и O в цирконах (рис. 15). Процессы AFC – конкурирующих ассимиляции и фракционной кристаллизации играли более значительную роль в петрогенезисе гранитов поздней фазы, в отличие от монцонитоидов ранней фазы.

Выведение комплексов Велиткенайского купола на поверхность завершилось до 93 млн лет, судя по возрасту перекрывающих вулканических пород Охотско-Чукотского вулканогенного комплекса (рис. 15). Этому не противоречат данные по ⁴⁰Ar/³⁹Ar датированию биотита и амфибола в гранитоидах и мигматите, которые составили от 100 до 95 млн лет (Miller et al., 2018).

Велиткенайский монцонит-мигматитовый купол был сформирован на посторогенной стадии, в геодинамических условиях постколлизионного растяжения и региональных правосторонних сдвиговых деформаций. Такой вывод согласуется, с одной стороны, с результатами структурных наблюдений в регионе (Miller, Verzhbitsky, 2009), с другой стороны, подтверждается нашими полевыми наблюдениями, однозначно указывающими на сдвиговый характер южной границы Велиткенайского массива (рис. 2). Геохимические характеристики изученных гранитоидов с применением дискриминантных геодинамических диаграмм не противоречат такому выводу (рис. 7е).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Обобщение результатов петролого-геохронологического изучения гранитоидов и древнейших ортометаморфических пород террейна Арктическая Аляска–Чукотка позволяет выделить семь этапов гранитоидного магматизма, которые отражают эволюцию и рост континентальной коры в этом террейне: неопротерозойский (710–600 млн лет), девонско-раннекарбоновый (390–350 млн лет), позднеюрский (146–145 млн лет), валанжин-готеривский (135–131 млн лет), аптский (125–112 млн лет), альбский 108–100 млн лет), турон-коньякский (93–85 млн лет). На Чукотке максимальные темпы роста коры регистрируются в мелу, когда были сформированы три широко проявленные гранитоидные субпровинции – аптская Билибинская, альбская Чаунская и турон-коньякская Охотско-Чукотская.

2. Формирование Велиткенайского монцонит-гранит-мигматитового комплекса или купола реконструируется в три этапа (рис. 15): 1) плавление в нижней коре в результате магматического подслаивания (андерплейтинга) мафических магм, сегрегация и гомогенизация расплава в зоне MASH, внедрение и кристаллизация монцонитоидов ранней фазы около 106 ± 2 млн лет назад на фоне деформационного стресса сдвиговой природы; 2) мигматизация блоков древнего неопротерозойского протолита ортогнейсов около 103 ± 2 млн лет назад; 3) ремобилизация и анатектическое плавление блоков древнего неопротерозойского протолита, внедрение и кристаллизация лейкогранитов поздней фазы около 100 млн лет назад (унаследованные домены соответствующего возраста систематически встречаются в ядрах цирконов мигматитов и лейкогранитов).

3. Протолитом для выплавления велиткенайских монцонитоидов ранней фазы (T_Nd(DM-2st) = = 1.4–1.6 млрд лет) служили протерозойские породы фундамента ААЧ. В цирконах монцонитоидов не обнаружено древних унаследованных доментов в ядрах, что может быть объяснено переплавлением древнего протолита в результате мелового андерплейтинга в нижней коре. Протолитом для велиткенайских лейкогранитов поздней фазы (T_Nd(DM-2st) = 1.2–1.4 млрд лет) служили неопротерозойские ортогнейсы, которые слагают центральную часть мигматизированного ядра Велиткенайского купола. В цирконах лейкогранитов и мигматитов систематически обнаруживаются унаследованные ядра (660–600 млн лет), которые характерны для ортогнейсов в фундаменте блока Арктическая Аляска-Чукотка (Кооленьский купол, Нешканское и Сенявинское поднятия).

Благодарности. Авторы выражают благодарность М.В. Лучицкой и А.А. Сорокину за замечания, которые позволили улучшить восприятие текста статьи.

Источники финансирования. Исследования выполнены при поддержке гранта CRDF RUG1-7089-XX-13 (полевые работы, изотопно-геохронологические исследования циркона), а также гранта РНФ № 20-17-00169 и НОЦ “Север: территория устойчивого развития” (завершение рукописи, финальные изотопно-геохимические исследования пород).