Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. История геологических исследований и геологическое строение Западной Чукотки 4
1.1 Тектоническое районирование Западной Чукотки 4
1.2 Обзор представлений о геологическом строении, тектоническом развитии и структуре палеозойско-мезозойских комплексов Западной Чукотки 5
1.3 Геологическое строение района 10
Глава 2. Характер деформаций Анюйско-Чукотской складчатой системы в сравнении со структурами Южно-Анюйской сутуры 19
Введение 19
2.1 Методология 19
2.2 Терминология и понятийная база 20
2.3 Структурные парагенезы Анюйско-Чукотской складчатой системы 26
2.3.1 Деформационный этап D1 27
2.3.2 Деформационные этапы D2 и D3 53
2.4 Характер деформаций Южно-Анюйской сутуры 99
Выводы 107
Глава 3. Возраст деформаций Анюйско-Чукотской складчатой системы 109
3.1. К-Аг датирование по породе (данные предшественников) 109
3.2. Гранитоиды Анюйско-Чукотской складчатой системы и Южно-Ашойской сутуры 112
3.3 Абсолютная геохронология и геохронометрия 118
3.3.1 Уран-свинцовое датирование (U-Pb SHRIMP-RG) 119
3.3.1.1 U-Pb метод датирования по цирконам 120
3.3.1.2 U-Pb метод датирования по сфену 131
3.3.2 Аргон-аргоновое датирование (39Аг/40Аг) 135
3.3.2.1 39Аг/40Аг метод датирования по биотиту 138
Выводы 142
Глава 4. Тектоническая эволюция западного сегмента Анюйско-Чукотской складчатой системы 144
Введение 144
4.1 Эволюция взглядов на генезис Алярмаутского поднятия 145
4.2 Алярмаутское поднятие — метаморфическое ядро? (Вопросы, противоречия, доказательства) 146
4.2.1 Комплексы метаморфических ядер Кордильерского типа 146
4.2.2 Геологическое строение комплекса метаморфического ядра гор Фанерэл (Долина смерти, Калифорния, США) 149
4.2.3 Характеристика метаморфических куполов Восточной Чукотки 153
4.2.3 Сравнение Алярмаутского поднятия с метаморфическими куполами других регионов 156
4.3 Коллизия Евразийской плиты и Чукотского микроконтинента 158
4.3.1 Эволюция западного сегмента Анюйско-Чукотской складчатой системы 158
Заключение 162
Список литературы 164
- Обзор представлений о геологическом строении, тектоническом развитии и структуре палеозойско-мезозойских комплексов Западной Чукотки
- Структурные парагенезы Анюйско-Чукотской складчатой системы
- Гранитоиды Анюйско-Чукотской складчатой системы и Южно-Ашойской сутуры
- Алярмаутское поднятие — метаморфическое ядро? (Вопросы, противоречия, доказательства)
Введение к работе
Актуальность работы. Вопросы тектоники северного обрамления Тихого океана остаются актуальными как в нашей стране, так и за рубежом. С начала 90-х годов XX века наблюдается повышенный интерес к российскому сектору Восточной Арктики в связи с прогнозируемыми богатыми природными ресурсами и общей геополитической ситуацией. К золотодобывающим компаниям разрабатывающим месторождении Чукотки в последнее время добавились нефте- и газодобывающие, внимание которых направлено на шельфовую части Восточно-Сибирского и Чукотского морей.
Первые тематические исследования геологии Западной Чукотки были проведены одновременно с геолого-съемочными работами масштаба 1:200000 в 1950-60-е годы (Садовский, Гельман, 1970). В публикациях затрагивались вопросы магматизма, метаморфизма и региональной геологии региона (Гельман, 1961, 1963). После выявления интенсивных покровно-складчатых деформаций в комплексах Южно-Анюйской сутуры -ЮАС (Сеславинский, 1970, Натальин, 1980, Соколов и др., 2001), проявленных южнее, в Анюйско-Чукотской складчатой системе (АЧСС) появились свидетельства о существовании надвиговых структур (Баранов, 1995) и двух-трех стадийной деформационной истории (Бондаренко, Лучицкая, 2003, Бондаренко, 2004). Но структурные исследования АЧСС проводились локально. Известные изотопные датировки относятся к 60-м годам XX века. Новые данные, полученные в последние годы, позволяют на современном уровне провести геохронологическое датирование магматических комплексов и деформационных этапов, а также определить их генетическую связь с региональными тектоническими событиями мезозойского времени.
Цели и задачи исследования. Основная цель работы — выяснение внутренней структуры и деформационной истории западного сектора Анюйско-Чукотской складчатой системы. Для достижения поставленной цели потребовалось решить следующие главные задачи:
Сбор и обработка структурных данных по палеозойским и мезозойским комплексам АЧСС.
Выделение структурных парагенезов АЧСС, их сопоставление со структурами ЮАС, а также корреляция времени их образования с мезозойскими тектоническими событиями Верхояно-Чукотской складчатой области.
Абсолютное датирование магматических и метаморфических комплексов, выяснение их пространственной и возрастной связи с деформационными этапами.
Определение направлений векторов напряжения на основании структурно-кинематического анализа.
5. Установление особенностей и последовательности структурной эволюции западного сектора АЧСС.
Фактический материал и методология. Для решения поставленных задач особое внимание было уделено получению нового фактического материала на территории западного сектора Анюйско-Чукотской складчатой системы и центральной части Южно-Анюйской сутуры. Материалы были собраны автором в течение трех полевых сезонов на Западной Чукотке (2002-2004 гг.). Полевые исследования включали структурно-кинематический и структурно-парагенетический анализ, отбор проб для геохронологических, петрографических и микроструктурных анализов. Детальные мезо-структурные исследования проводились на 18 опорных участках (Рис.1). В камеральный период проводились петрографические и микроструктурные исследования (319 прозрачных шлифов); по данным структурно-кинематических исследований строились стереограммы (более 1600 замеров); проводилась сепарация мономинеральных фракций и последующее определение абсолютного возраста: из гранитоидов АЧСС циркон и апатит (8 образцов); из палеозойских метаморфических пород Алярмаутского поднятия — биотит (8 образцов); обломочных цирконов из терригенных мезозойских комплексов (17 образцов). Автором проведено изотопное U-Pb датирование магматических цирконов из гранитоидов на установке SHRJMP-RG (8 смен, 12 образцов, 176 анализов).
Автор принимал непосредственное участие во всех этапах работ: от полевых изысканий, сбора коллекций, проведении систематических структурных исследований, изучении шлифов и аншлифов, минеральной сепарации, проведении смен в качестве оператора установки SHRIMP-RG, до публикации и представления результатов на научных конференциях. Материалы были получены в период работы в «Лаборатории тектоники океанов и приокеанических зон» ГИН РАН, под руководством д.г.-м.н. профессора С.Д.Соколова. Работы проводились при поддержке грантов РФФИ, программ ОНЗ РАН, Ведущей научной школы «Тектоника и геодинамика океанов и активных континентальных окраин» (руководитель академик Ю.М. Пущаровский).
Научная новизна. Большинством исследователей Южно-Анюйская сутура рассматривается как шов, сформированный в процессе раннемеловой коллизии Евразии и Чукотского микроконтинента (Сеславинский, 1979, Соколов и др., 2001 и др.). Время завершения коллизии остается дискуссионным. Для решения этой проблемы было проведено геохронологическое датирование недеформированных гранитоидов, прорывающих коллизионные структуры. Полученные возраста цирконов — от 117.5 до 108.5 (U-Pb методом) определяют завершение коллизии рубежом 117.5 млн. лет.
Современными изотопными методами (U-Pb SHRIMP и Arr Аг) установлен возраст синдеформационного метаморфизма регионального масштаба - от 108.9 до 103.2 млн. лет.
Для АЧСС впервые выполнены детальные структурные наблюдения с использованием мезо- и микроструктурного анализов. Выделено 4 типа структурных парагепезов, определены их пространственные характеристики и установлена связь с тектоническими событиями в Арктическом регионе. Использование структурных и геохронологических методов позволили уточнить и значительно дополнить существующую схему тектонического развития района. Предложена новая тектоническая модель Алярмаутского поднятия, образовавшегося в условиях растяжения. Рассмотрены черты сходства и отличия внутренней структуры и истории формировании поднятия по сравнению с классическими моделями "метаморфических ядер".
Практическая значимость. Золотое оруденение Чукотки связано с гранитоидами чукотского комплекса (Жуланова и др., 2007). Для метаморфических куполов Северо-Востока связь метаморфизма, гранитообразования и золото-кварцевого оруденения, известны датировки кварцевых жил 121-98 млн.лет (Горячев, 1997). Авторские данные о структурном развитии района помогают уточнить тектоническое положение золоторудных комплексов, определить рудолокализующие структуры района и региона в целом. Анализ тектонических структур Анюйско-Чукотской складчатой системы в сопоставлении со структурами шельфовой части Чукотского и Восточно-Сибирского морей может использоваться для бассейнового районирования и анализа перспектив нефтегазоностности восточной части Российской Арктики.
Апробация работы и публикации. Диссертант является автором или соавтором 28 публикаций по теме диссертации в отечественных и зарубежных изданиях. Основные результаты диссертационного исследования представлены в статьях в журналах «Доклады РАН», «Геотектоника», «Бюллетень МОИП» и др. Отдельные результаты и материалы диссертации обсуждались на Всероссийском Тектоническом совещании 2004, 2005, 2006, 2008, и 2009г.г. (Москва, ГИН РАН и МГУ им. Ломоносова); конференции Американского Геофизического Союза (AGU) 2005 и 2006 г.г.; Всероссийской конференции по изотопной геохронологии (Санкт-Петербург, 2009 г.), а также внутриинститутских и лабораторных заседаниях ГИН РАН (2002-2009 г.г.).
Структура и объем диссертации. Диссертация объемом 182 страницы состоит из введения, четырех глав, заключения, 90 рисунков, 4 таблиц и 6 приложений (таблиц замеров структурных элементов, микроструктурного описания шлифов, таблиц с результатами геохронологических анализов). Список литературы состоит из 229 наименования.
Обзор представлений о геологическом строении, тектоническом развитии и структуре палеозойско-мезозойских комплексов Западной Чукотки
ЮАС рассматривалась как складчатая зона, возникшая на месте позднеюрско-раннемелового рифта (Радзивилл, 1975; Тильман, 1980), либо как позднемезозойская эвгеосинклиналь (Пинус, 1973; Натальин, 1984). В качестве шовной зоны, образовавшейся в результате столкновения Азии и Гиперборейской плиты и закрытия разделявшего их позднеюрско-раннемелового океанического бассейна, она стала рассматриваться К.Б. Сеславинским (1979). В работах (Парфенов, 1984; Зоненшайн, 1990) предполагалось, что ЮАС маркирует след позднемезозойского океана, разделявшего Азию и Северную Америку и представлявшего собой крупный залив Мезопацифики. Позже было сделано предположение о палеозойском возрасте заложения Анюйского океанического бассейна (Лычагин и др., 1991, Соколов и др., 1997), а также его структурной обособленности от Пацифики (Соколов и др., 1997).
Особенности тектонического строения ЮАС впервые отмечены в работе (Сеславинский, 1970). В составе шовной зоны было выделено три синклинория со сложным складчатым строением и ундуляцией шарниров по северо-восточным разломам. Для некоторых зон отмечены структурные парагенезы, характерные для областей интенсивного смятия: опрокинутые складки с кливажом и структурами будинажа. Таким участком признается Ангаркская зона смятия, с характерными косыми, опрокинутыми, килевидными, изоклинальными и веерообразными складками.
Главным фактором расположения зон интенсивного смятия считаются глубинные разломы северо-западного (до субширотного) простирания. К.Б. Сеславинский выделяет соскладчатые разломы (надвиги, сбросы и взбросы со сместителями вдоль осевых плоскостей складок) и послескладчатые - поперечные разломы северо-восточного простирания. Образование поздних разломов объяснено структурными перестройками северо-западной окраины Тихоокеанского кольца. Для территории характерно сложное
покровно-надвиговое строение с доминирующим юго-западным направлением (Сеславинский, 1972). В более поздней работе (Сеславинский, 1979) приведена оценка тектонического положения ЮАС: на основе сходства геологического строения Чукотки и Аляски, а также резкого отличия их от Омолонского блока, выявлена шовная зона (ЮАС), появившаяся в поздней юре. Отмечено налегание волжских турбидитов на офиолиты (Сеславинский, 1972), предполагается юго-западное направление субдукции, при открытом в северо-восточном направлении континентальном склоне.
На основе структурно-парагенетического анализа для ЮАС выделено три фазы деформаций (Натальин, 1980, 1984). Складки первых двух генераций, сопровождающиеся надвигами и взбросами, соответствуют коллизионной стадии развития ЮАС. Субмеридианальные складки третьей генерации связываются с ороклинальным изгибом (Натальин и Парфенов, 1976). Позже на этой территории были выделены два основных типа структур: ранние покровные и более поздние, затушевывающие их, сдвиговые (Соколов и др., 2001). При основном северном направлении надвигов, на отдельных участках отмечены ретро-шарьяжи юго-западной вергентности (Бондаренко, 2004), ранее считавшиеся приоритетными (Сеславинский, 1972).
С.Д. Соколов с соавторами предложили новую тектоническую модель развития Южно-Анюйской сутуры (Соколов и др., 2001; Sokolov at al., 2002; Бондаренко, 2004). Базовые положения этой модели следующие: 1) внутреннее строение Южно-Анюйской сутуры характеризуется покровными структурами северной вергентности и осложняющими их надвигами южной вергентности и правосторонними сдвиговыми деформациями; 2) в позднем палеозое — раннем мезозое существовал Анюйский океанический бассейн как часть Прото-Арктического океана; 2) южная (азиатская) окраина океанического бассейна была активной, а северная (американская) окраина — пассивной; 3) в течение коллизии пассивная окраина субдуцировалась под активную окраину и комплексы Южно-Анюйской сутуры оказались надвинуты на структуры Чукотского микроконтинента; 4) коллизия завершилась в раннемеловое (апт) время (Соколов, 2009).
Несмотря на значительные достижения в понимании структуры и тектонической истории Южно-Анюйской сутуры остаются нерешенными важные проблемы. Во-первых, остается неясным вопрос с северо-западным и восточным продолжением сутуры. В северо-западном направлении сутура прослеживается до юго-восточного побережья о-ва Б.Ляховский. Однако, дальнейшее ее продолжение на шельфе не выражено в магнитном и гравитационном полях, поэтому, исходя из общих соображений, предлагаются разные направления (Богданов, 2004; Парфенов и др., 1993; Филатова и Хаин, 2007; Kuzmichev and Pease, 2007). Нельзя исключать, что продолжением Южно-Анюйской сутуры могут быть офиолитовые аллохтоны коллизионного орогена хр. Черского (Оксман, 2000). В некоторых работах приводятся свидетельства того, что Южно-Анюйская сутура прослеживается от Чукотки до острова Большой Ляховский, где описывает почти замкнутую кривую, которая названа Хромской петлей, после чего соединяется с Колымской петлей (Кузьмичев, 2009).
На североамериканской территории изучена сутура Кобук, маркирующая след бассейна Ангаючам, существовавшего с конца девона-начала карбона до начала неокома (Moore et al., 1994; Nokleberg et al., 1998; Natal in et al., 1999 и др.). Вопрос сочленения Южно-Анюйской сутуры и сутуры Кобук все еще остается дискуссионным. Некоторые исследователи в подтверждение соединения сопоставляют офиолитовые комплексы Вельмайского офиолитового террейна (Восточная Чукотка) и Южно-Анюйской зоны (Nokleberg et al., 1998). Однако структурная позиция Вельмайского террейна остается проблематичной (Бондаренко, 2004). Сомнения о стыковке этих шовных зон высказывают и другие исследователи, указывая на противоположное направление субдукции на Чукотке и орогене Брукса, отсутствие эквивалентов характерных метаморфических комплексов, разницу в деформационных стилях (Того et al., 2006). Живой интерес исследователей привлекали и структуры северного обрамления ЮАС - Анюйско-Чукотской складчатой системы (в современном тектоническом районировании), первоначально названной Анюйской складчатой зоной (Пущаровский, 1955).
Одна из первых стратиграфических работ для рассматриваемой территории была проведена в каньоне р.Кытепвеем А.И. Садовским в 1959г. Описаны согласные стратиграфические контакты мезозойских терригенных комплексов. При этом отмечено «развитие микроскладчатости и плойчатости со следами ряби,., указывающие на инверсию геотектонического режима на границе нижнего-среднего триаса» (Садовский, 1962).
Алярмаутское поднятие как тектоническая единица выделено в (Тильман и Сосунов, 1960). Впервые интерес к геологическому строению данной структуры был проявлен в конце 1950-х годов при проведении геологической съемки. Выходу геологической карты СССР масштаба 1:200 000 (Серия Анюйско-Чаунская. Лист R-58-XXXV,XXXVI. Садовский, Гельман, 1970) предшествовал ряд статей по метаморфизму и магматизму района (Гельман, 1961, 1963, 1964. Подробнее см.гл.2, гл.4). В этих работах рассматривается геологическое строение, характер контактов с вмещающими толщами, химический состав гранитоидов Люпвеемского и Быстринского массивов, слагающих ядро Алярмаутского поднятия. В более поздних работах М.Л. Гельман сравнивает Алярмаутскую структуру с метаморфическими куполами североамериканских Кордильер (Гельман, 1995, 1996, 2000) (подробнее см. гл.4).
Впервые активная покровно-надвиговая тектоника Алярмаутского поднятия отмечена в работе (Игнатьев, 1991). Хотя направление перемещения масс спорны, активный характер тектоники не вызывает сомнений (подробнее см. гл.2). Новаторскими стали исследования покровной тектоники Мырговаамской впадины (Баранов, 1995). При проведении картировочных работ ГГК-50 канавами вскрыты тектонические контакты триасовых и верхнеюрских комплексов, однозначно свидетельствующие о покровно-чешуичатом строении района, с характерными опрокинутыми складками СВ вергентности. Было доказано северо-восточное син-орогенное перемещение масс на территории Чукотского микроконтинента.
Структурные парагенезы Анюйско-Чукотской складчатой системы
Основные исследования проводились на 17 участках центральной части Северо-Анюйского хребта на территории Алярмаутского поднятия и его обрамления. Кроме этого, для сравнительного анализа и определения интенсивности деформаций рассматривались некоторые участки в районе г. Билибино и пос. Алискерово (рис.2.1, 2.2). На изучаемой территории выделяется 4 типа структурных парагенезов, относящихся к трем основным деформационным событиям. Для раннего этапа деформации Di характерны пологие открытые складки от масштаба обнажения до регионального масштаба (Рис.2.2). Осевые плоскости крупномасштабных складок ориентированны в ЗСЗ-ВЮВ направлении. Структуры этого этапа, субпараллельные Южно-Анюйской сутуре, лучше всего представлены южнее Алярмаутского поднятия. Для данного структурного парагенеза характерны четко выраженная слоистость и проникающий кливаж (нередко кливаж осевой плоскости). В районе Алярмаутской структуры следы этапа Di почти полностью затушеваны более поздними деформациями. Здесь реликты кливажа Si обычно наблюдаются в виде плойчатости в замковых частях складок Fa. Вторая фаза деформации D2 охватывает район общей площадью около 3000 км" вокруг Люпвеемского гранитного батолита к востоку и югу (Рис.2.2). В этой области широко распространены слабонаклонная сланцеватость и проникающий кливаж в сочетании с структурами "pinch-and-swell" — вздутия-пережима и смятыми в складки кварцевыми жилами. Сланцеватость, обычно параллельная осевым плоскостям изоклинальных складок F2, полого погружается от гранитного ядра. (рис.2.2, №1, 7), на севере и северо-востоке поднятия - в долине р.Кытеп-Гуйтеньрывеем (рис.2.2, №2, 13, 14), а также на востоке - в бассейне р. Люпвеем (рис.2.2, №3, 12), руч.
Вернитакайвеем (рис.2.2, №4) и р. Мырговаам (рис.2.2, №5). Следы коллизионных деформаций лучше представлены за пределами поднятия - на участках Малый Анюй, Алискерово и Энмынвеем (рис.2.2, №9, 10 и 15). 1) Участок «Погынден» (рис.2.2 №1). В бассейне р. Погынден были изучены палеозойские (D3-C1) и мезозойские (Ті_2, Тз) отложения. На левобережье р. Погынден по правому борту руч. Гуйгукэньев в коренном залегании наблюдались филлиты с прослоями песчаников. Первичная осадочная слоистость встречается как в отдельных обнажениях песчаников (рис. 2.ЗА), так и в микролитонах (рис. 2.3Б). Породы интенсивно кливажированы, наблюдаемый кливаж (S2) наложен на более раннюю плоскостную текстуру (Si). Кливаж Si прослеживается в редких случаях в замках сіоіадок р2,обычно смятый в мелкие складки (плойки) (рис.2.ЗБ). Осевые плоскости плоек параллельны плоскостям S2. Следы раннего деформационного этапа лучше прослеживаются на микроуровне: наблюдаются многочисленные реликты слоистости So, ранняя сланцеватость Si и кренуляционный кливаж S2 (Рис. 2.3В). В большинстве случаев сланцеватость Si, образованная уплощенными минералами -мусковитом и хлоритом, параллельна слоистости So- Она смята в симметричные (реже ассиметричные) пологие микроскладки.
Зональный кренуляционный кливаж S2 занимает около 15% объема шлифа. Кливаж прерывистый и волнистый, с постепенными границами перехода от кливажньгх доменов к микролитонам. На уровне минералов деформации (первого этапа?) выражаются в миграции границ кварцевых зерен (grain boundary migration) и формировании деформационных ламеллей (deformation twins) в кристаллах КГІШ. На микроуровне четко видны первичная слоистость So и кливаж осевой плоскости So. Ранний кливаж Si, субпараллельный слоистости, не выражен (рис.2.ЗГ). На крыльях складки поздний кливаж параллелен слоистости и раннему кливажу (S0//S1//S2). В зоне шарнира кливаж осевой плоскости S2 пересекает слоистость и параллельную ей раннюю слабовыраженную текстуру Si. В некоторых случаях наблюдается формирование микромуллионов (рис.2.4А). 2) Участок «Тайный» (рис.2.2 №2). В северо-восточной части Алярмаутского массива, в непосредственной близости от контакта с гранитами, изучались структурные особенности ранне-среднетриасовых алевропелитовых толщ ручья Тайный. На микроуровне видно, что раннедеформационный кливаж Si располагается под углом около 30 к слоистости (рис.2.4Б), а следовательно не является до-деформационной текстурой уплотнения осадка. В слоях мелкозернистого песчаника грубый, дискретный, межзерновой кливаж Si занимает до 20% объема. В замковых частях мелкомасштабных складок прослеживаются как осадочная, так и деформационные текстуры (Обр. К-03-68). Ранний кливаж Si, суб-параллельный первичной слоистости So, также смят в изоклинальную складку на этапе D2. На крыльях все три текстуры параллельны (So//S,//S2). В долине р. Люпвеем изучались структурные особенности палеозойских (D3-C1) и нижнетриасовых (Т1-2) комплексов. В хлорит-слюдяных сланцах (D3-C1) развиты деформированные кварцевые линзы, будины, структуры «pinch and swell» (вздутия и пережима), а также «плавающие замки», относящиеся к структурному парагенезу второго этапа (D2). Полосчатые и темные мрамора смяты в изоклинальные асимметричные складки (рис.2.4В). Линейность в карбонатных породах прослеживается крайне редко. Лучше всего следы ранних деформаций участка «Люпвеем» сохранились при удалении от Люпвеемского массива в позднетриасовых филлитах ручьев Медвежий и Тундровый. При изучении первого деформационного события наиболее информативны обнажения восточной части долины реки Люпвеем - в районе базы старателей на ручье Тундровый (обр. К-03-59, -61, -62). В правом борту ручья Тундровый проводились структурные исследования коренных выходов черных мелкозернистых алевритов и глинистых сланцев Т\.2кр с деформированными кварцевыми жилами. Первичная слоистость смята в изоклинальные складки, с осевыми плоскостями параллельными текстуре S2. Сланцеватость Si формируется слюдяными минералами (мусковитом и серицитом) и расположена обычно субпараллельно слоистости (обр. К-03-61). Нередко сланцеватость смята в микроскладки р2(рис.2.4Г). Западнее реки Люпвеем реликты первого этапа деформации Di наблюдаются в темносерых сульфидизированных алевролитах Ti-jkp ручья Чук (обр. К-03-48). В более компетентных слоях мелкозернистого песчаника прослеживаются реликты проникающего кливажа S1. В отдельных случаях угол между направлением SO и S1 достигает 10-30. 4) Участок «Верхний Кытеп» (рис.2.2 №13). В верховьях реки Кытеп-Гуйтеньрывеем, северо-восточнее Алярмаутского батолита, проводились структурные исследования триасовых серых алевро-пелитовых отложений с прослоями песчаников. На микроуровне ранняя плоскостная текстура Si субпараллельна осадочной текстуре So в пелитовых слоях, а в прослоях песчаника кливаж преломляется под углом около 40 (К-03-78). Проникающий кливаж S] смят в мелкомасштабные симметричные складки (плойки). 5) Участок «Каньон Кытеп» (рис.2.2 №14).
Гранитоиды Анюйско-Чукотской складчатой системы и Южно-Ашойской сутуры
Следует отметить, что датирование гранитных плутонов чукотского комплекса кроме научного имеет важное прикладное значение - именно с ним связывается формирование золото-кварцевых руд района. Один из примеров - месторождение Каральвеем в районе г.Билибино, К-Аг возраст мусковита основной продуктивной стадии руд - 123 млн.лет (Многофакторные..., 1992). Перед рассмотрением полученных данных о возрасте гранитоидов необходимо напомнить, что для массивов Алярмаутского поднятия вмещающие породы представлены деформированными и в разной степени метаморфизованными комплексами палеозойско-мезозойского возраста. Самый крупный из рассматриваемых массивов Люпвеемский батолит (рис.3.2а), площадью более 500км , сложен диоритами, гранодиоритами, биотитовыми и роговообманково-биотитовым гранитами. Граниты прорывают более раннюю гранодиоритовую фазу, образуя контактовую зону с многочисленными изометричными меланократовыми включениями (рис.3.26). Чаще всего подобные образования интерпретируются как зоны минглинга. Образец ELM03-CH16.1 взят из среднезернистых роговообманково-биотит-содержащих гранодиоритов (рис.3.3а), а образец ELM03-CH16.2 из главной (гранитной) фазы биотитовых гранит-порфиров с порфиробластами КПШ до 5см (рис.3.36). Образец К-03-80 отбирался в северо-восточной части Алярмаутского поднятия (рис. 3.1) из крупного дайкообразного тела гранит-порфиров, мощностью интрузии первые десятки метров и протяженностью более 10км. Предполагается крутонаклонный контакт с вмещающими породами. Схожие по составу и строению дайки север-северо-западного простирания прорывают вмещающие метаморфические девон-карбоновые и триасовые осадочные породы, а также гранитоиды Люпвеемского батолита на восточном фланге поднятия (рис.3.2в). Следовательно, они имеют более поздний возраст и для определения верхнего возрастного предела магматической активности Алярмаутского поднятия проводилось U-РЬ датирование цирконов рассматриваемых гранит-порфиров.
Быстринский массив Массив Быстринский (площадь 70 км") расположен непосредственно к юго-востоку от Люпвеемского плутона, на левобережье р. Люпвеем и сложен гранитами и гранодиоритами, прорывающими и метаморфизующими отложения девона-карбона (рис.3.1). Образец 04-JT-14 из среднезернистых гомогенных гранитов отбирался недалеко от контакта с вмещающими породами эпидот-амфиболитовой фации. Протолитом для них служили триасовые осадочные породы и верхнепалеозойские карбонатные и обломочные породы. Южнее Быстринского массива, в юго-восточной части Алярмаутского поднятия, небольшие неправильной формы дайки лейкогранитов интрудируют метаморфические сланцы амфиболитовой фации. Дайки характеризуются слабой, но видимой минеральной уплощенностью, и интерпретируются как поздне-деформационные (D2). Образец ELM03-СН12.1 отбирался из деформированного лейкогранитового тела юго-восточнее Быстринского плутона (рис.3.1). В образце наблюдается сланцеватость, которая рассматривается как деформационная структура. Рассмотрев геологическое положение гранитоидов Алярмаутского поднятия, перейдем к гранитным плутонам за его пределами. Граниты массивов Пырканай и Алискеровский прорывают верхнетриасовые отложения, а граниты массива Кэлильвун -нижнемеловые осадочные комплексы. Следовательно, все эти гранитоиды могут относиться к разновозрастным фазам магматизма. Массив г. Вулканная прорывает сложно
Алярмаутское поднятие — метаморфическое ядро? (Вопросы, противоречия, доказательства)
Комплексы метаморфических ядер (КМЯ) - изолированные поднятия куполообразной или аркообразной формы аномально деформированных метаморфических или интрузивных комплексов, тектонически перекрытых неметаморфизованными породами (Скляров и др., 1997). Термин «комплексы метаморфических ядер» (rnetamorphic core complexes) впервые был введен П. Кони в 1973 году (Coney, 1974) для аномально деформированных пород метаморфического комплекса Шусуоп, расположенного в Северо-Американских Кордильерах, однако получил широкое распространение только после выхода в свет фундаментальной работы «Cordillerian metamorphic core complexes» (Crittendon et al., 1980). Последующие годы характеризовались огромным количеством публикаций, посвященных разнообразным аспектам строения, структуры и эволюции этих комплексов в таких международных журналах как «Tectonics Journal of Structural Geology», «Journal of Geophysical Research», «Journal of Metamorphic Geology», и появлением серии монографий.
В первых работах по комплексам метаморфических ядер отмечалось, что они являются структурами, характерными только для Северо-Американских Кордильер, однако в течение последнего десятилетия подобные структуры были найдены и детально изучены в различных тектонических обстановках многих регионов мира (Гималаи, Шотландия, Папуа - Новая Гвинея, Корсика, Турция, Забайкалье и другие). В строении комплексов метаморфических ядер выделяется три главных структурных элемента: нижний с пластичным стилем деформаций (нередко для характеристики этого комплекса употребляется термин «фундамент» или «нижняя пластина»), верхний, характеризующийся хрупкими разрывами (используется термин «покров» или «верхняя пластина») и зона главного срыва {detachment), разделяющая вышеотмеченные комплексы (Рис.4.2). Комплексы метаморфических ядер характеризуются некоторой асимметрией: падение одного из флангов обычно более крутое. Топографически КМЯ слагают наиболее высокие хребты или поднятия. Метаморфический фундамент. Нижняя пластина (метаморфический фундамент) характеризуется пологой гнейсовидностью, при этом углы падения редко превышают 20-30. Независимо от состава пород, подвергнутых пластичным деформациям, все они имеют гнейсовидный облик могут рассматриваться как гнейсы переменного варьирующего минерального состава (Скляров и др., 1997). Очень важным признаком является наличие линейности в зоне детачмента, которая характеризуется поразительным постоянством элементов залегания в пределах каждого конкретного или нескольких сближенных в пространстве комплексов метаморфических ядер, даже при варьирующих структурных параметрах гнейсовидности и сланцеватости. Например, более чем в 15 комплексах метаморфических ядер Аризоны и Соноры наблюдается постоянство направления линейности на протяжении более 400км (Davis, 1980). Для метаморфических ядер характерны гранитные плутоны, в некоторых случаях относящиеся к коллизионному типу (Chappel, White, 1974). Степень метаморфизма фундамента варьирует в широком Р-Т-диапазоне. Наиболее древние породы нередко метаморфизованы в условиях высокотемпературных субфаций амфиболитовой фации.
Практически во всех случаях отмечается низкобарический андалузит-силлиманитовый тип метаморфизма (Скляров и др., 1997). Термин «неметаморфизованный» применяется в отношении только позднего дислокационного метаморфизма, связанного с образованием КМЯ. Хотя в большинстве случаев породы покрова не метаморфизованы, в некоторых случаях в составе покрова выступают докембрийские метаморфические комплексы (Шусуоп), которые на стадии позднего тектогенеза подвергались только хрупким деформациям. Для верхней пластины характерны многочисленные разломы, не проникающие ниже зоны детачмента. Зона главного срыва выступает в качестве границы смены деформаций: от пластичных в нижней части к хрупким в покрове. Важной характеристикой тектоники является отчетливое преобладание процессов растяжения, фиксируемых серией сбросов, как правило, листрического типа. Детачмент. Глубинный срыв (главный срыв, деколлемент, детачмент) - важнейший элемент КМЯ. Строение и структура этих зон весьма сходна во всех изученных комплексах (Скляров и др., 1997). Глубинный срыв разделяет породы по степени метаморфизма и по контрастно различающемуся характеру деформаций. Нередко различают сам срыв, четко выраженную поверхность, отделяющую неметаморфизованные породы покрова от тектонитов, и зону срыва с варьирующей мощностью, расположенной под плоскостью срыва (Coney, 1980; Davis, 1980). Поверхность срыва нередко отполирована и характеризуется бороздами скольжения. Срыв отличается пологим падением (15-30) и хорошо картируется, как правило, только с одной стороны каждого конкретного комплекса метаморфических ядер. Противоположный фланг осложнен в этом случае более поздними крутопадающими сбросами. Весьма характерным элементом детачмента является зона хлоритовых брекчий, отмечаемая во многих КМЯ (Relirig et al., 1986) и первоначально описываемая как приразломная брекчия. Однако мезо- и микроструктурный анализ свидетельствует в пользу их гидротермального генезиса. Комплексы метаморфических ядер и гранито-гнейсовые купола. Отечественными исследователями комплексы метаморфических ядер традиционно рассматривались в качестве классических гранитогнейсовых куполов (Синица, 1975; Комаров и др., 1984; Федоровский и др., 2005 и др.), изученных во многих докембрийских и фанерозойских образованиях. При формировании комплексов метаморфических ядер, как и в случае гранитогнейсовых куполов, разогрев и флюидная переработка нижних и средних частей коры играет очень важную роль. Следовательно, можно говорить об однотипности процессов в нижней коре. В то же время процесс экспонирования нижнекоровых образований в верхние части коры различается принципиально. В случае КМЯ предполагается модель тектонической эрозии (или удаления) перекрывающих образований (unroofing) при крупноамплитудном растяжении. Подъем гранитогнейсовых куполов происходит за счет всплывания и протыкания или «прожигания» перекрывающей кровли более легким и плавучим субстратом (Летников, 1992). Различие тектонических обстановок формирования заключается в том, что комплексы метаморфических ядер образуются в обстановке ярко выраженного растяжения, а рост куполов происходит при слабом растяжении или отсутствии оного (Скляров и др., 1997).
