Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Краткий очерк геологической и геохронометрической изученности. Методика геологической интерпретации геохронометрических данных 8
Глава 2. Раннемеловые вулканические и плутонические комплексы островодужного типа (Удско-Мургальская дуга) 23
2.1. Кони-Пьягинская зона 23
2. 2. Тайгоносская зона 35
Глава 3. Раннемеловые вулканические и плутонические комплексы окраинно-континентального типа 43
Глава 4. Раннемеловые вулкано-шгутонические комплексы внутриконтинентального рифтогенного типа 51
Глава 5. Ранне-позднемеловые вулкано-плутонйческие комплексы окраинно-континентального типа (Охотско-Чукотский вулканогенный пояс) 63
5.1. Охотский сектор 65
5.2. Пенжинский сектор 101
5.3. Этапы эволюции ОЧВП 109
Глава 6. Позднемеловые вулканические комплексы внутриконтинентального рифтогенного типа (Хакаринско-Энмываамская вулканическая цепь) 110
Глава 7. Этапность мелового магматизма и корреляция эндогенных событий по геологическим и геохронометрическим данным 115
Заключение 127
Литература
- Кони-Пьягинская зона
- Тайгоносская зона
- Раннемеловые вулкано-шгутонические комплексы внутриконтинентального рифтогенного типа
- Пенжинский сектор
Введение к работе
Актуальность. Геология и рудоносность (Au, Ag, Sn, Mo) меловых вулкано-плутонических комплексов тихоокеанской окраины Северо-Востока России обсуждаются на протяжении более чем 70 лет. По одной точке зрения, почти все меловые вулканиты принадлежат здесь Охотско-Чукотскому вулканогенному поясу (ОЧВП) [Умитбаев, 1986; Котляр, 1986], подругой - формировались автономно в различных геодинамических обстановках: островодужной, рифтовой, окра-инно-континентальных вулканических поясов [Белый, 1977, 2006; Парфенов и др., 1993; Филатова, 1988; Котляр, Русакова, 2004]. Область их проявления рассматривается нами как целостная провинция, которая первоначально была выделена под наименованием Охотско-Чукотская область мелового магматизма [Котляр, Русакова, 2004], а в данной работе описывается как Охотско-Чукотская меловая магматическая провинция (ОЧММП).
Время формирования вулканических накоплений традиционно устанавливается стратиграфо-палеонтологическими методами, однако представления о возрасте меловых флорокомплексов к сегодняшнему дню существенно разошлись. В этой ситуации актуальность приобретают комплексные исследования: геологические, палеонтологические и геохронометрические. При этом для геохронометрии выявляется своя проблема: несходящиеся значения возраста одних и тех же объектов, полученные различными изотопными методами: К-Аг и Rb-Sr изохронным, с одной стороны, 40Аг-3,Аг и U-Pb (SHRIMP) датированием акцессорных цирконов - с другой.
Цели и задачи исследования. Главная цель исследования - сопоставить на примере Северо-Восточного Приохотья* геологический и геохронометрический возраст вулканических и плутонических комплексов, слагающих различные тектонические сооружения ОЧММП, установить последовательность и длительность их формирования, возраст сопутствующего оруденения.
Для её достижения выполнены следующие задачи:
анализ геологической и геохронометрической информации по вулканическим и интрузивным образованиям, слагающим отдельные структуры и (или) массивы;
сопоставление результатов K-Ar, Rb-Sr изохронного, Ar-Ar, U-Pb датирования пород;
оценка времени формирования вулкано-плутонических комплексов и сопутствующей рудной минерализации по комплексу данных;
корреляция эндогенных событий в меловое время по геолого-геохронометрическим данным;
* Под Северо-Восточным Приохотьем в работе понимается материковая полоса протяженностью около 1000 и шириной от 100 до 200-2S0 км (в районах п-овов Кони, Пьягина, Тайгонос), прилежащая к Охотскому морю на отрезке от низовьев р. Армань до бассейна верхнего и среднего течения р. Тылхой. В ее пределах вулканиты ОЧММП вскрыты по вертикали и латерали наиболее полно.
- определение времени проявления термальных событий, нарушавших целостность радиогенных изотопных систем (радиоактивных часов).
Фактический материал и методы исследований. В основе диссертации - данные, полученные автором в 1965-1996 гг. при геологосъёмочных работах в бассейнах pp. Бургагылкан, Хурэн, Малтан, Ола, на п-ове Тайгонос. В 1997-2007 гг. - при выполнении тем НИР СВКНИИ, сопровождавшихся целенаправленными полевыми исследованиями, охватившими вулканические структуры: Арманскую, Малтано-Ольскую, Наяханскую. Характеристика магматических образований северо-восточного фланга рассматриваемой территории базируется на материалах по меловому магматизму, обобщенных автором для Легенды Гижи-гинской серии листов Госгеолкарты-200/2 (утверждена НРС МП РФ, 1999 г.).
В работе использовано около 1200 К-Аг датировок (из них 218 по минералам) и 49 Rb-Sr изохрон (аналитические данные хранятся в электронной базе (БД) «ГЕОХРОН», регулярно пополняемой [Акинин, Котляр, 1997]). 100 К-Аг датировок получено по коллекциям автора 2000-2007 гг. Кроме того, рассматриваются опубликованные данные по Аг-Аг и U-Pb (SHRIMP) датированию. Геологическое описание магматических образований базируется на собственных наблюдениях автора 1965-2007 гг., фондовых и опубликованных материалах геологических събмок разного масштаба (преимущественно Государственная геологическая карта СССР м-ба 1:200 000), литературных данных.
Научная новизна работы. Впервые дана полная геохронометрическая характеристика меловых магматических комплексов Северо-Восточного При-охотья. Использован новый методологический подход к геологической интерпретации больших массивов изотопных датировок, разработанный в СВКНИИ при участии автора. Установлена хорошая согласованность геохронометрических данных с геологическими и, в достаточной мере - палеофлористическими.
К-Аг методом обоснован позднеюрско-неокомский возраст момолтыкичской (допоясовой) свиты бассейна р. Палатка и рудного поля Агатовского месторождения.
Получены новые изотопные датировки (Rb-Sr изохронный и К-Аг методы) по магматитам Арманской и Малтано-Ольской вулканоструктур, метасоматитам рудных полей Сопка Кварцевая и Ороч ОЧВП.
Геохронометрически подтверждено проявление на изученной территории четырёх самостоятельных этапов мелового магматизма, протекавших в различных геодинамических обстановках и обусловивших формирование разнотипных тектонических структур.
Впервые показано, что магматическая деятельность в меловое время носила прерывисто-непрерывный характер. Длительность отдельных эпизодов вулканизма оценивается в 5-17 млн лет, пауз между ними - до 10 млн лет. При этом интрузивный магматизм в течение мелового периода практически не прекращался.
Основные защищаемые положения
1. Меловые магматические комплексы Северо-Восточного Приохотья входят в состав разновозрастных и разнотипных вулкано-плутонических сооруже-
ний, дискретно сменявших друг друга в течение всего мелового периода. Сюда относятся: а) Кони-Тайгоносский отрезок Удско-Мургальской островной дуги (УМОД), представленный морскими и лагунно-континентальными вулканитами берриаса - раннего альба (возраст 145-112 млн лет) и интрузиями валанжина -альба (138-100 млн лет); синхронно в мезозоидах формировались континентальные вулканиты (147-136 млн лет) и интрузии (122-120 млн лет); б) внутриконти-нентальные рифтогенные структуры (Омсукчанский прогиб и его гомологи): контрастные вулканиты (баррем - ранний апт, 128-123 млн лет) и интрузии (поздний апт - ранний альб, 113-110 млн лет); в) Охотско-Чукотский окраинно-континен-тальный вулканогенный пояс: известково-щелочные вулканиты и интрузии (конец раннего альба - сеноман, 110-93 млн лет); г) внутриконтинентальная рифтогенная Хакаринско-Энмываамская вулканическая цепь (ХЭВЦ): контрастные, преимущественно основные, вулканиты (поздний сантон - средний кампан, 84-78 млн лет).
С каждым этапом и типом мелового магматизма (за исключением позднего базальтового) парагенетически связано определённое оруденение: с образованиями УМОД - Cu-Мо- и Mo-порфировое (поздний альб, 104-100 млн лет), с континентальными вулканитами, синхронными островодужным образованиям УМОД (момолтыкичская свита) - Au-Ag (валанжин-готерив, около 136 млн лет); с рифто-генными магматитами - полихронное Ag оруденение Au-Ag формации (апт-начало альба, 123-109 млн лет); с вулкано-плутоническими образованиями ОЧВП -Au-Ag, Ag-Pb-Zn, Sn (альб - сеноман, 102-93 млн лет).
Становление отдельных вулканических сооружений было дискретным (4-17 млн лет); между эпизодами вулканизма фиксируются паузы продолжительностью до 10 млн лет. Возрастные интервалы формирования интрузий различной тектонической (геодинамической) принадлежности, напротив, перекрываются, указывая на то, что плутоническая деятельность в пределах ОЧММП практически не прекращалась.
Радиогенные изотопные системы магматических пород под воздействием более поздних эндогенных процессов (термальных событий) подвергались преобразованиям, нарушавшим ход радиоактивных часов. Зафиксировано три термальных события регионального масштаба: первое (117-100 млн лет назад) отражает функционирование ОЧВП; второе (93-87 млн лет назад) и третье (84-80 млн лет назад) обусловлены прогревом, который сопутствовал формированию мощных базальтовых толщ ХЭВЦ. Второе и третье термальные события отразились в изотопных системах большинства магматических комплексов территории, включая ОЧВП.
Защищаемые положения раскрыты в главах 2-7.
Практическая значимость работы. Выполненные разработки вошли в Региональную стратиграфическую схему континентальных меловых отложений Охотско-Чукотской области и объяснительную записку к ней (авторы И.Н. Котляр, Т.Б. Русакова), принятую 3-м Межведомственным региональным стратиграфическим совещанием по Северо-Востоку России (ВСЕГЕИ, 2002 г.) в качестве
альтернативной в пакете с Рабочей стратиграфической схемой меловых отложений Верхояно-Охотско-Чукотского региона В.Ф. Белого.
Полученные геохронометрические данные о разновозрастное Au-Ag ору-денения, сопутствующего вулкано-плутоническим комплексам различной тектонической (геодинамической) природы, позволяют пересмотреть устоявшиеся взгляды о связи эпитермальных руд исключительно со становлением ОЧВП и рекомендовать учитывать это при выработке стратегии поисковых работ.
Апробация. Основные положения работы представлены в докладах на региональных (Магадан, 2000, 2001, 2006; Сыктывкар, 2004), всероссийских (Сыктывкар, 2000; Новосибирск, 2003; Екатеринбург, 2003; Улан-Удэ, 2006; Магадан, 2003; 2005; 2007), международных (Хабаровск, 2003, 2007) совещаниях и конференциях.
Автором лично и в соавторстве опубликовано 26 работ, из них 21 - по теме диссертации. В их числе 3 коллективные монографии (из них одна - в издательстве «Наука», Москва), 3 статьи - в рецензируемых журналах списка ВАК.
Структура и объём работы. Диссертация состоит из Введения, 7 глав и Заключения. Общий объём 140 стр., в том числе 44 рис., 30 табл. В качестве приложения дана Региональная стратиграфическая схема меловых континентальных отложений Охотско-Чукотской области. Список литературы включает 158 наименований.
Благодарности. Работа выполнена в Северо-Восточном комплексном научно-исследовательском институте ДВО РАН. Научное руководство осуществлялось доктором геол.-минер. наук И.Н. Котляром, значительную методическую помощь в работе постоянно оказывала доктор геол.-минер. наук И. Л. Жуланова, которым автор особенно признателен. За консультации и помощь в сборе материалов по Карамкенскому рудному узлу автор благодарит кандидатов геол.-минер. наук В.В. Акинина и Ю.В. Прусса, за поддержку и советы - члена-корреспондента РАН Н.А. Горячева, докторов геол.-минер. наук А.Д. Чехова, А.С. Бякова, Б.Ф. Палымского, кандидатов геол.-минер. наук С.Г. Бялобжеского, М.Л. Гельмана, ст.н.с. А.В. Альшевского, геолога ОАО «Магадангеология» доктора геол.-минер. наук В.М. Кузнецова. Искреннее спасибо ст. инженеру Т.И. Смирновой, внесшей основной вклад в подготовку графических материалов, и ст. инженеру Н.В. Власовой.
Кони-Пьягинская зона
Первое описание окраинно-континентального вулканического сооружения Северо-Востока Азии принадлежит СВ. Обручеву [1934, 1937], который выделил его как Охотско-Чаунскую вулканическую дугу, представлявшую в раннем мелу краевую зону молодой геосинклинали, в позднем мелу и кайнозое - краевую часть континента, ставшую ареной суб-аэрального вулканизма. В генетическом отношении эта структура рассматривалась им как аналог современных островных дуг.
Дальнейшее развитие идеи СВ. Обручева получили у Е.К. Устиева [1949, 1959,1963], объединившего вулкано-плутонические в Охотский тектоно-магматический пояс, который является самостоятельной структурной зоной, возникшей в конце позднеюрского - начале раннемелового времени на границе Колымо-Чукотской складчатой области и зарождавшейся Охотско-Камчатской геосинклинали, и закончившей своё существование в конце мела — начале палеогена. В развитии пояса он выделил три этапа магматизма: позднеюрско - раннеме-ловой, позднемеловой и третичный. Первый знаменуется преимущественно базальтовым и андезитовым вулканизмом, протекавшим в наземной и, частично, прибрежной обстановке; интрузии (так называемые охотские, в противопоставление колымским) представлены пестрой гаммой пород - от габбро до гранитов, при резком преобладании гранодиоритов. Для второго этапа (сеноман — даний) характерен салический магматизм: преобладают дациты, риолиты и граниты. В течение третьего изливались базальты с небольшим участием средних, кислых и щелочных лав; интрузии представлены габбро и долеритами [Устиев, 1959]. Структура рассматривается как пограничная между мезозойской складчатой областью и Охотско-Камчатской геосинклиналью [Устиев, 1959, 1963]. Наиболее характерным признаком Охотского тектоно-магматического пояса названо двухъярусное строение и резкое структурное несогласие между ярусами. В нижний объединены пермско — верхнеюрские отложения с небольшой долей вулканитов, роль которых возрастает вверх по разрезу. Верхний структурный ярус (собственно Охотский вулканогенный пояс) образован вулкано-плутоническими комплексами, сформировавшимися в три вышеназванных этапа: раннемеловой (позднеюрско -неокомский), позднемеловой и третичный. Специфика пояса определяется наличием двух вулкано-плутонических ассоциаций: андезит-гранодиоритовой (апт - турон) и риолит-гранитовой (сенон - даний). Пояс включен, наряду с Сихотэ-Алиньским и Восточно-Китайским, в состав Восточно-Азиатского тектоно-магматического пояса.
Согласно Л.А. и Б.А. Снятковым [1958], нижнемеловые вулканиты северного побережья Охотского моря слагают Охотскую зону Колымо-Чукотского складчатого пояса, на фундаменте которой в позднем мелу - палеогене и сформировалась Охотско-Чаунская гирлянда вулканических дуг. Другими словами, раннемеловой этап развития Охотского вулканического пояса, как его трактовал Е.К. Устиев, Снятковыми отнесён к геосинклинальной стадии.
По В.Ф. Белому [1959 - 1994] — автору наиболее обстоятельных исследований меловых образований ОЧММП, Охотско-Чаунский вулканический (в более поздних работах -Охотско-Чукотский вулканогенный) пояс формировался с апта до раннего палеогена (возможно, начала эоцена), и его развитие было тесно сопряжено с эволюцией Анадырско-Корякской складчатой системы. Формирование же доаптских (верхнеюрско - неокомских) вулканитов, слагающих п-ова Кони, Пьягина и Тайгонос, связано с протоорогенным (эпигео-синклинальным) этапом развития мезозоид Верхояно-Чукотской складчатой области.
Данная концепция нашла отражение на Тектонической карте Северо-Востока СССР масштаба 1: 2500000 [Белый и др., 1964; Тильман и др., 1969]. Здесь впервые внутри ОЧВП были выделены продольные внутренняя и внешняя зоны, а последняя, в свою очередь, подразделена на поперечные отрезки (секторы).
Анализ магматических образований, слагающих пояс и структуры его основания, позволил В.Ф. Белому обосновать существование двух независимых, последовательно формировавшихся структур: Тайгоносской андезитовой геосинклинали (вулканической дуги) и Охотско-Чукотского вулканогенного пояса [Белый, 1968-1974, 1977, 1978]. Первая структура, позже названная "Тайгоносская вулканическая дуга — Тайгоносская андезитовая геосинклиналь" (ТВД-ТАГ) [Белый, 2006], формировалась в позднем палеозое — раннем мелу (до начала альба) при перманентных вспышках андезитового и базальтового вулканизма, являясь гомологом современных островных дуг. Географически она охватывает северное побережье Охотского моря от устья р. Охота на западе до устья р. Пенжина на востоке, простираясь далее на северо-восток в междуречье Паляваам — Юрумкувеем. В истории ее развития выделены ранняя (допозднеюрская) и средняя (поздняя юра — готерив) геосинклинальные стадии и поздняя (баррем - ранний альб) - орогенная, когда внедрялись гранитоиды и формировалась континентальная моласса [Белый, 2006]. ОЧВП рассматривается в качестве наложенной тектонической структуры, сформированной в узком временном интервале: средней альб — первая половина сеномана [Белый, 1978] или средний альб — начало кампана [Белый, 2003]. Нижняя граница ОЧВП проводится по подошве базальт-андезитовых толщ (пьягинская серия п-ова Пьягина, явоямская толща п-ова Тайгонос, нараулийская, таватумская Примагаданья).
Верхнеюрско-неокомские континентальные вулканиты основного и среднего состава (момолтыкичская свита), развитые местами в основании пояса, отнесены к протоорогенной стадии развития мезозоид. В настоящее время В.Ф. Белый [2008а] определяет палеозой-мезозойскую Тайгоносскую вулканическую дугу (ТВГ) как самостоятельный тектонический элемент зоны переход континент - океан на Северо-Востоке Азии, равный по рангу Яно-Колымской и Анадырско-Корякской складчатым системам.
Компромиссная точка зрения была выдвинута Р.Б. Умитбаевым [1986]. ОЧВП он рассматривал как элемент Охотско-Чаунской области тектоно-магматической активизации (ТМА), в которой выделил вулканическую (собственно ОЧВП) и перивулканическую зоны, развивавшиеся с поздней юры до палеогена включительно, т.е. синхронно с кайнозоидами. Основные положения его концепции следующие.
1. Формирование области ТМА связано с палеосейсмофокальной зоной, эволюционировавшей, при попеременном сжатии и растяжении, что обусловило разнообразие магматических формаций. Для начального этапа (поздняя юра - средний альб) характерен базальт-андезитовый вулканизм (момолтыкичская, пьягинская свиты) и интрузии габбро-гранодиорит-гранитной ассоциации, в перивулканической зоне — "предвулканогенная" мо-ласса (рябинкинская свита п-ова Тайгонос, терригенные низы пьягинской серии п-овов Кони и Пьягина, аскольдинская, топтанская, зоринская, омсукчанская» свиты Омсукчанского прогиба, акаткевеемская, кегалинская свиты бассейнов pp. Кегали и Пенжина). На начальной стадии среднего этапа (альб — сеноман) формировались риолит-гранитоидные ассоциации, в конце (турон - сенон) — контрастные вулканиты и интрузии лейкогранит-граносиенитовой ассоциации. Поздний этап (конец мела — палеоген) сопровождался излиянием базальтоидов.
2. Возрастные границы накоплений пояса не изохронны: нижняя скользит от неокома (или конца юры) до альба, верхняя - от сенона до дания; время формирования пояса составляет, таким образом, около 90 млн лет.
3. Волжско - ранненеокомские терригенно-вулканогенные отложения п-овов Кони, Пьягина, Тайгонос принадлежат орогенному комплексу Кони-Мургальской (Кони-Тайгоносской) геосинклинальной системы "промежуточного" типа. Интрузивные образования этапа представлены габбро-плагиогранитовой ассоциацией.
Геология северо-восточной части изученной территории, в частности п-ова Тайгонос, детально изучена Г.Е. Некрасовым [1976] и Н.Б. Заборовской [1978], которые пришли к выводу, что в палеозое и раннем мезозое (до поздневолжского времени) территория полуострова развивалась в геосинклинальном режиме, а с середины волжского века начался орогенный этап. В межгорных прогибах и впадинах в это время начали формироваться континентальные, прибрежно-морские и морские вулканогенные и осадочные отложения, которые отнесены Г.Е. Некрасовым и Н.Б. Заборовской к внутренней зоне ОЧВП. Завершился этап складчатостью и внедрением интрузий: габбро-гранодиорит-гранитного состава — в конце раннего мела, граносиенитового - в позднем мелу. По мнению Н.Б. Заборовской, исследования которой были специально посвящены проблеме природы ОЧВП, вулканогенные и молассовые толщи позднеюрского - апт-альбского возраста, слагающие внутреннюю зону ОЧВП, "... теснейшим образом связаны с подстилающими геосинклинальными отложениями исторически, структурно, петрохимически.
Тайгоносская зона
Оруденение. С вулканическими комплексами парагенетически связано оруденение Au-Ag типа, локализующееся в неокомских вулканитах, представителями которого являются местрождения Джульетта и Агатовское.
Местороэюдение Джульетта расположено в Джугаджакской депрессии, описанной выше (подробно охарактеризовано О.Б.Рыжовым с соавторами, [1995]). Рудные тела, представленные кварцевыми, адуляр-кварцевыми и карбонат-кварцевыми жилами и жильными зонами субширотного и северо-западного простирания, размещаются в пропилитизирован-ных и березитизированных андезитах момолтыкичской свиты. Rb-Sr изохронный возраст адуляров из жил поздней Au-Ag-сульфосольной стадии составил 136±3 млн лет [Стружков и др., 1994]. Такая же дата получена Аг-Ar методом [Ньюберри и др., 2000].
Аналогичную структурную позицию занимает местороэюдение Агатовское, расположенное в одноимённой структуре. Рудные тела (жилы Лунная, Утренняя, Предсъездовская), сложенные карбонат-кварцевыми, кварцевыми жилами и жильными зонами северозападного простирания, размещаются среди пропилитизированных андезитов и андезиба-зальтов момолтыкичской свиты, для которых получены К-Аг датировки в интервале 142-128 млн лет (см. табл. 11).
Таким образом, возраст эффузивов, слагающих вышеописанные структуры, по палео-фитологическим и изотопным данным согласуется, что дает право предполагать время формирования момолтыкичского комплекса не позже валанжина, предположительно в титоне — валанжине, 147-138 млн лет тому назад.
Анализ К-Аг датировок континентальных вулканитов выявил однотипное поведение их изотопных систем во всех названных структурах: практически одновременно отразилось время термальных событий, происходивших в интервале от 140 млн лет (бассейн р. Палатка) до 81 млн лет (Агатовская и Джугаджакская структуры). На обобщенной гистограмме определился значимый минимум в интервале 114-102 млн лет назад (см. рис. 10), обусловленный функционированием ОЧВП.
Предположительно к тому же этапу относится приохотский габбродгюрит-гранодиорит-гранитовый комплекс [Легенда Гижигинской серии..., 1999 г.; Жуланова, Русакова, 2005]. Массивы комплекса прослеживаются вдоль границы мезозоид с Тайгоносской зоной УМОД (см. рис. 8). Косвенными доказательствами более раннего (допоясового) возраста интрузий служат: 1) отчетливо выраженный метаморфизм отложений мезозоид (достигающий уровня пироксен-роговиковой и амфибол-роговиковой фаций) и отсутствие достоверных признаков активного воздействия их на вулканиты ОЧВП, 2) наличие в конгломера Таблица 12 Материалы К-Аг датирования пород и минералов приохотского комплекса
Млн лет тах предвулканогенной молассы ОЧВП обломочного материала гранитов, гранодиоритов, диоритов, а в эффузивах ОЧВП - ксенолитов биотит-роговообманковых гранодиоритов.
Интрузии прорывают как дорифейские метаморфиты, так и отложения палеозоя — позднего триаса (Вархаламский, Колымакский Тылхойский и др., (см. рис. 8). Комплекс многофазный: первая фаза представлена широким спектром породных ассоциаций: от габбро до кварцевых диоритов и кварцевых монцодиоритов, вторая (главная) фаза более однородная — это биотит-роговообманковые гранодиориты и тоналиты, платно- и биотитовые граниты с характерной гнейсовидностью, полосчатостью, наличием участков мигматитов и агматитов. Третья фаза - субщелочные граниты, лейкограниты и их порфировые разности.
По петротипическим интрузиям имеется достаточно большой массив К-Аг датировок. Согласно им, практически в каждом интрузивном теле выявились согласующиеся реликтовые даты 122±5-120±2 млн лет, которые мы принимаем за верхнюю возрастную границу комплекса (табл. 12). Гистограммы датировок гранитоидов как для отдельных массивов, так и для комплекса в целом, имеют многовершинный характер с тремя ярко выраженными минимумами: 117—114, 93-90 и 81-78 млн лет (рис. 12). Два последних минимума можно трактовать как события, знаменующие позднемеловой базальтовый вулканизм ХЭВЦ.
В междуречье Наяхан - Бол. Гарманда плутоны группируются в субмеридиональный ряд (Коркодоно-Наяханский), приуроченный к своду Наяханского антиклинального поднятия (см. рис. 2). Примечательно, что это простирание коррелируется с направлением Омсук-чанского прогиба (рифта), характеризующегося развитием своеобразной рифтогенной вулка-но-плутонической асссоциации (см. далее). Интрузии Коркодоно-Наяханского ряда представлены в большинстве случаев крупными полихронными гетерогенными массивами, сложенными преимущественно гранодиоритами и гранитами с преобладанием последних. Часть из них размещается только среди терригенных пермских и триасовых пород, интенсивно их метаморфизуя. Это массивы Анмандыканский, Тенгкели, Верхне-Омолонский и ряд других.
Анализ блока К-Ar датировок позволил выявить здесь допоясовые раннемеловые гра-нитоиды с реликтовыми датировками 121±1,8 млн лет, которые сопоставимы с датами, полученными для пород приохотского комплекса, выделенного восточнее (см. табл. 12, рис. 12). На гистограмме также проявился минимум в интервале 93-87 млн лет (см. рис. 12).
Резюмируя сказанное, можно сделать вывод о присутствии в юго-восточной части -ЯКСС раннемеловых допоясовых интрузивных комплексов с возрастом 122-120 млн лет, поскольку эти даты отмечаются в интрузиях разных структур. Их одновозрастность подчеркивается также временем термального события (93-87 млн лет назад), отраженного на гистограммах К-Ar датировок.
Магматические образования внутриконтинентального рифтогенного типа выделены Р.Б. Умитбаевым и И.Н. Котляром [1986] в Омсукчанском прогибе, где ранее были закарти-рованы две контрастные субщелочные толщи [Филатов, 1972]. Вулканизм характеризуется антидромностью, контрастностью и субщелочным характером пород. Комагматичные интрузивные образования представлены субщелочными гранитами. Максимально эта вулкано-плутоническая ассоциация Проявилась, преимущественно в эффузивнойформе, в Омсукчанском рифте (прогибе) субмеридионального простирания, в меньшей мере - в небольших вулканических депрессиях (Нявленгинской, Джугаджакской и др.), наследующих отрицательные структуры, сформированные неокомскими континентальными базальтоидами (рис. 13). Интрузивные образования развиты в Нявленгинской- структуре [Бочарников, Ичетовкин, 1980; Котляр, 1986]?и Дукатском купольном поднятии, будучи характерны,только1»для.этих структур. Вулканиты объединены в аскольдинский г комплекс; интрузивные - в единый няв-ленгинский комплекс [Котляр и др., 2001].
Аскольдинский вулканический комплекс Омсукчанского прогиба объединяет покровные и субвулканические образования кислого состава, сменяющиеся вверх по разрезу трахибазальтамИ [Филатов, 1972], которые позже были вьщелены в арылахскую свиту [Ли-вач, 1992 г.]. На современном срезе вулканиты прослеживаются узкой, полосой вдоль восточной границы» Омсукчанского прогиба или фиксируются в ядрах, интрузивно-купольных поднятий (в частности, Дукатской). Отличительные признаки, позволяющие, с одной стороны, объединять отдельные ареалы распространения кислых вулканитов в аскольдинский комплекс, а с другой - отделять их от вулканитовЮЧВП, детально охарактеризованы в работах [Котляри др., 1981; Калинин, 1985; Котляр, 1986]. Здесь подчеркнем основные из них: широкое развитие высококремнистых ультракалиевых риолитов (содержание БіОг 75-82%); преобладание во вкрапленниках калиевого полевого шпата; низкие концентрации Mg, Ga; Sr.
Дукатская интрузивно-купольная структура. Детально изучена и описана в многочисленных отчетах и публикациях [Ливач и др., 1989г.; Константинов и др., 1998 и др.] в связи с тем, что вмещает уникальное Ag месторождение Дукат (рис. 14).
Вулканиты аскольдинской свиты обнажаются в своде поднятия, на крыльях которого перекрыты угленосными терригенными отложениями омсукчанской серии и вулканитами ОЧВП (каховская и шороховская свиты). В южной части структуры обнажаются породы основания (терригенные отложения мезозоид). В значительной степени развиты разновозрастные субвулканические образования. Предполагается, что возникновение структуры обусловлено внедрением интрузивного массива гранитов, в частности
Раннемеловые вулкано-шгутонические комплексы внутриконтинентального рифтогенного типа
Массив Средне-Олъский размещается на южном фланге Малтано-Ольской депрессии, прорывая и метаморфизуя андезиты нанкалинской (нараулийской) и хольчанской свит (см. рис. 22). Нами изучен северный сателлит массива, выделенный под названием Гайчан, где в его составе преобладают амфибол-биотитовые гранодиориты с фациальными переходами в амфибол-биотитовые граниты (рис. 29).
Гранодиориты охарактеризованы Rb-Sr изохроной 101+4 млн лет I =0,7061 ±0,0004, СКВО=0,1 [Котляр, Русакова, 2004], согласующейся с реликтовой К-Ar датой гранодиоритов южной части массива Средне-Ольский, равной 102±1 млн лет (см. рис. 28,29, табл. 19).
Таким образом, коррелирующиеся реликтовые Rb-Sr и К-Аг даты, отмечающиеся в массивах, достаточно удаленных друг от друга и размещающихся в различных структурах, указывают на то, что становление дукчинского комплекса происходило в интервале 103±2,4— 99±8 млн лет (среднее 102,0+1,3; СКВО=0,12).
На гистограмме К-Ar датировок комплекса проявился минимум в интервале 87-84 млн лет, отражающий начало базальтового вулканизма, после чего около 82 млн лет назад произошло массовое включение изотопных часов, зафиксированное как в отдельных массивах, так и в комплексе в целом (см. рис. 28).
Неорчапский габбродиорит-щелочпогранитовый комплекс. В него объединены интрузивные породы, слагающие самостоятельные массивы (Тоопчан (Таточанский), либо участвующие в строении полихронных плутонов Неорчанского (Нухского), Калалагинского, Ту-манского и др. Характерны протяженные дайки и маломощные тела. Они явно прорывают вулканогенные образования раннего этапа, взаимоотношения же с вулканитами ольской свиты двоякие. Рассекаются базальтами. Становлением комплекса завершается формирование ОЧВП. Массивы комплекса развиты преимущественно в Малтано-Ольской структуре. Отмечается трехфазное строение комплекса (Трушнин, 1985 г.): 1) габбродиориты — диориты — кварцевые диориты (монцодиориты); 2) гранодиориты — адамеллиты — граниты, лейкогра-нит-порфиры; 3) субщелочные лейкограниты, аплиты. Согласно нашим наблюдениям, первые две фазы практически не развиты, и типичные массивы Тоопчан и Неорчан сложены субщелочными гранитами и лейкогранитами.
Массив Тоопчан приурочен к восточному борту Ингагченской структуры, где он ме-таморфизует груботерригенные отложения арманской свиты, но прорывает вулканиты хольчанской свиты без видимого ороговикования (рис. 30, см. рис. 22, 27). Сложен субщелочяы-ми лейкогранитами и лейкогранит-порфирами.
Массив Неорчанский обрамляет с востока Малтано-Ольское поле, простираясь на 30 км в субмеридиональном направлении (см. рис. 22). Представляет собой полихронный плутон, в котором к неорчанскому комплексу отнесены крупнозернистые субщелочные граниты и мелкозернистые биотитовые лейкоплагиограниты, фиксирующиеся в виде отдельных тел в западном его экзоконтакте. Основной объем массива сложен гранодиоритами дукчинского комплекса (см. выше). В верховьях руч. Сточный (приток р. Ола) в туфоконгломератах (ла-харах) ольской? свиты, обнажающихся вблизи выходов субщелочных гранитов, отмечаются плохо окатанные валуны, обломки как роговообманковых гранодиоритов дукчинского комплекса, так и калиевых субщелочных гранитов неорчанского, которые слагают часть массива. Не исключено, что эти туфоконгломераты могут фиксировать начало следующего этапа — базальтового вулканизма (см. ниже).
Геохронометрия плохо согласуется с геологией. Лейкогранит-порфиры охарактеризованы Rb-Sr изохроной с возрастом 81+2 млн лет 10=0,7042±0,0002, СКВО=1,3 (колл. А.В.
Трушнина), субщелочные лейкограниты — с возрастом 72±1 млн лет 10=0,7041+0,0003, СКВО=0,85 (колл. П.П. Колесниченко) [Котляр, Русакова, 2004]. U-Pb возраст субщелочных гранитов определен в 86,7±1,4 млн лет [Акинин и др., 2006]. В блоке К-Ar датировок даек субщелочных гранитов реликтовые составляют 93-90 млн лет (см. табл. 19), что более соответствует геологической ситуации.
Можно предположить по аналогии с дукчинским комплексом, что внедрение инициальных фаз неорчанского комплекса происходило несколько позже или одновременно с излиянием вулканитов ольской свиты, т.е. около 99 млн лет тому назад, заключительных фаз — не позже 93 млн лет. Rb-Sr-даты 81±2 и 72±1 млн лет фиксируют моменты повторного включения изотопных часов.
Краткие выводы. Последовательность формирования магматитов, слагающих Ар-манскую и Малтано-Ольскую вулканоструктуры согласно геохронометрическим данным представляется следующим образом.
Начало вулканизма фиксируется реликтовыми датами 108,7±3-106±1 млн лет, выявленными в эффузивах нанкалинской (нараулийской) свиты, с которой начинается разрез ОЧВП. Возраст вулканитов хольчанской свиты обеих структур сопоставим и составляет 106+ 2-103±1 млн лет. Формирование эффузивов ольской свиты зафиксировано реликтовыми датами в обеих структурах: 102+2 млн лет (подошва свиты) и 99+4 млн лет (верхи? разреза). Не исключен и более молодой возраст верхней границы ольской свиты, на что косвенно указывает возраст (94-93 млн лет) субщелочных гранитов, которые считаются комагматичными ольской свите. 2. Каждый этап вулканизма сопровождался интрузивным магматизмом. На раннем этапе (103±2,4—99±8 млн лет назад) формировались многофазные интрузии широких породных ассоциаций, в поздний этап - не позже 94-93 млн лет - одно-двухфазные-гранитные. В целом же, геохронометрия заставляет думать, что становление интрузивных комплексов и кислый вулканизм были сближены во времени. Временной интервал интрузивной деятельности требует дальнейшего изучения.
Отмечается полное совпадение массового включения изотопных часов, фиксирующееся и в вулканитах и интрузиях в интервале 84—81 млн лет. Кэнская лавовая полоса
Эта структура отличается своеобразным строением. Она накладывается на Омсукчан-ский рифтогенный прогиб (Балыгычано-Сугойский [Ливач и др., 2001 г.], наследуя его структурный план и размещаясь вдоль западного борта (см. рис. 2, 13, 21). Здесь проявлен лишь один этап вулканизма ОЧВП, когда формировались вулканиты андезитовой и риодаци-товой формаций, кроме того, здесь развит своеобразный оловоносный интрузивный комплекс, который в других вулканоструктурах ОЧВП отсутствует.
Вулканические комплексы. Вулканогенные образования Кэнской полосы разделены на три толщи (снизу вверх): каховскую существенно андезитового состава, надеждинскую риолитовую и шороховскую риодацитовую игнимбритовую [Легенда Сугойской серии..., 1999 г.; Ливач и др., 2001 г.]. Вулканиты с размывом перекрывают угленосные терригенные отложения омсукчанской серии и без видимых следов несогласия — груботерригенные породы зоринской свиты (см. рис. 13). Породы омсукчанской серии содержат флору силяпского, буор-кемюсского и топтанского горизонтов апт-позднеальбского возраста, отложения зоринской свиты - позднеальбскую арманскую тафофлору [Самылина, 1988; Щепетов, 1995].
Каховская свита представлена амфиболовьгми и амфибол-пироксеновыми андезитами, их лавобрекчиями и туфами, андезибазальтами, в верхней части выделяется пачка туфов и лавобрекчий дацитового состава. Вулканиты содержат арманский комплекс флоры (заключение Г.Г. Филипповой) или флору арманского и аркагалинского этапов развития [Щепетов, 1995]. В Легенде Сугойской серии.. [1999 г.] возраст свиты принят в объеме позднего альба-сеномана (см. табл. 2). Надеждинская свита вычленена из состава шороховской свиты [Легенда Сугойской серии,... 1999 г.], сложена афировыми и мелкопорфировыми риолитами, их лавобрекчиями, туфами и ипшмбритами. Шороховская свита обладает двучленным строением: нижняя часть сложена туфами риодацитов, верхняя - кристаллокластическими игним-бритами риодацитов. Туфы риодацитов содержат флору существенно не древнее аркагалинского этапа [Щепетов, 1995], принятый возраст соответствует коньяк-кампанскому векам [Легенда Сугойской серии,... 1999 г.].
Пенжинский сектор
В междуречье Наяхана - Парени базальты слагают небольшие вулканические грабены восток-северо-восточного простирания: Предгорный и Ичингейский.
В Предгорном грабене выделена уйканская толща [Белый, 1977; Легенда Гижигинской серии..., 1999 г.], сложенная чередующимися покровами трахибазальтов, двупироксе-новых и оливиновых базальтов с редкими прослоями андезитов и дацитов. В нижней части присутствует линзовидная пачка туфоконгломератов, туфоконглобрекчий, псаммитовых и пегаювых туфов. В.К. Политовым [1981] описана переотложенная кора выветривания (?), представленная белыми глинами с прослоями песка и обломками каменного угля. Тонкообломочные породы содержат флору, характерную для второй половиной позднего мела — первой половиной палеогена (заключение В.А. Самылиной) или конца позднего мела (заключение Г.Г. Филипповой). В.Ф. Белый [2003] датирует базальты коньяком - сантоном, СВ. Ще-петов [1995] — верхней частью хурэндинского горизонта, не древнее барыковского этапа развития (сантон - начало Маастрихта). К-Ar датирование базальтов непредставительно.
В Ичингейском грабене основные вулканиты объединены в двухчленную скалистин-скую толщу [Легенда Гижигинской серии..., 1999 г.; Русакова, 2006]. Нижняя часть разреза представлена трахиандезибазальтами, трахиандезитами, андезитами, верхняя - оливиновыми и оливин-пироксеновыми трахибазальтами. В основании присутствуют прослои терригенных пород с растительными остатками, указывающими, по мнению В.А. Самылиной, на "аркага-линский" или более молодой возраст (но не древнее позднего сеномана), по Г.Г.Филипповой - на поздний мел - палеоген. Геохронометрические данные отсутствуют.
Далее на северо-восток, в бассейнах pp. Оклан-Анадырь, базальты образуют цепь разрозненных полей, объединённых Н.И. Филатовой [1988] в Пенжинско-Анадырское вулканическое поле, где они с несогласием перекрывают разновозрастные образования. На южной периферии поля базальты выделены в атвувеемскую свиту, сложенную оливиновыми и оливин-пироксеновыми базальтами и андезибазальтами различных текстур, реже андезитами и их туфами с подчиненными прослоями туфопесчаников, конгломератов. В подошве свиты присутствует пачка вулканогенно-осадочных пород, содержащих флору мургальского (аян-кинского) комплекса сенонского возраста [Лебедев, 1987; Филатова, 1988], которая выделяется либо в самостоятельную — кеньевкэйскую — толщу, либо включается в состав атвувеем-ской свиты [Гундобин и др., 1999 г.]. К-Ar датирование этих базальтов выявило реликтовую дату 82+1,6 млн лет (начало кампана) (см. рис. 41, табл. 29).
Таким образом, геохронометрические данные указывают на синхронность базальтового вулканизма, начавшегося 84-82 и закончившегося около 78 млн лет назад. Верхний возрастной предел ограничивается возрастом наиболее поздних риолитовых даек.
Как показано выше, относительно возрастной и тектонической принадлежности меловых магматических образований существуют разные точки зрения. В.Ф. Белый [1977, 1994, 2003] выделяет два этапа вулканизма: позднеюрский — раннемеловой, в течение которого развивалась ТВД-ТАГ (Тайгоносская вулканическая дуга — Тайгоносская андезитовая геосинклиналь), и альб - раннекампанский, когда сформировался Охотско-Чукотский пояс. При этом структуры ТВД-ТАГ, по его мнению; перекрываются образованиями внутренней зоны ОЧВП. Р.Б. Умитбаевым [1986] все континентальные вулканиты объединены в Охотско-Чаунскую область тектоно-магматической активизации позднеюрско — палеогенового возраста с диахронными возрастными границами. Согласно Л.М. Парфенову с соавторами [1977; 1984; 1995 и др.], магматические образования территории Северного Приохотья принадлежат разновозрастным тектоническим структурам: позднепермско — готеривской (триас - неокомской) Удско-Мургальской островной дуге (п-ова Кони-Пьягина и Тайгонос), юрско - неокомскому Удскому и альб — позднемеловому Охотско-Чукотскому окраинно континентальным поясам, позднемеловым — палеогеновым базальтовым вулканическим по лям рифтогенного типа. Н.И. Филатова [1988, 1995] выделяет три тектонические единицы: позднеюрско — неокомовый Удско-Мургальский островодужный пояс; позднеальб — кампан ский Охотско-Чукотский окраинно-континентальным пояс; Маастрихт - раннеэоценовые рифтогенные базальтовые грабены и поля. В сводной работе [Геодинамика ..., 2006] на.ис следуемой территории выделяется ряд структур: юрско - меловой Удско-Мургальская ост роводужная система надсубдукционного типа (юра — мел), надсубдукционный Охотско Чукотский вулкано-плутонический пояс (альб - кампан), сенон - палеогеновые постсубдук ционные с элементами рифтогенных базальтовые поля (Охотско-Чукотский ареал).
Изложенный ранее материал (см. гл. 2-6) позволяет заключить, что геохронометрические данные подтверждают, во-первых, многоэтапность мелового магматизма тихоокеанской окраины Азии, намеченную по геологическим критериям [Парфенов и др., 1977 - 1995; Филатова, 1988,1995 и др.], во-вторых - его дискретность.
Объективность разделения магматитов ОЧММП на островодужные, внутриконтинен-тальные рифтогенные и окраинно-континентальные серии также подтверждается и их петро-и геохимическими характеристиками (рис. 42).
ОЧММП, частью которой является территория Северо-Восточного Приохотья, сформировалась в течение четырех, этапов, разделенных значительными временными перерывами и региональными структурными несогласиями (рис. 43).
В берриасе — альбе (145-100 млн лет назад) продолжалось формирование УМОД (заложенного в конце палеозоя [Парфенов, 1984]). В это время на территории обеих зон — в Ко-ни-Пьягинской и Тайгоносской - накапливались терригенно-вулканогенные толщи андезит-базальтовой формации с участием кислых пород. Оно, в отличие от юрского времени, происходило уже в субаквальньгх и континентальных условиях. При этом смена морского режима на континентальный прошла без каких-либо структурных перестроек [Некрасов, 1976; Забо-ровская, 1978].
Более молодые вулканиты (апт-альбские) в Кони-Пьягинской зоне не выявлены, что предполагает отсутствие в этом регионе пород, синхронных по времени и условиям формирования континентальным вулканитам ОЧВП. В Тайгоносской зоне в апте — раннем альбе в межгорном прогибе формировались вулканогенно-терригенная моласса (рябин-кинская и осиновская толщи) и вулканиты андезитовой формации. Интрузии преимущественно гранодиоритового состава формировались импульсивно: в валанжине (138—134 млн лет назад) и барреме (130-126 млн лет назад). Завершился магматизм в среднем — позднем альбе (107-100 млн лет назад) становлением гранодиорит-гранитных комплексов с сопутствующим Mo-Cu-порфировым оруденением.
Синхронно с развитием УМОД в мезозоидах ЯКСС 147-136 млн лет назад (ранний неоком) формировались, уже целиком в континентальных условиях, базальт-андезитовые толщи (в частности, момолтыкичская свита), по геохимическим характеристикам промежуточные между вулканитами островодужных и краевых континентальных поясов. Вулканические процессы контролировались как зоной сочленения УМОД с мезозоидами, так и поперечными глубинными разломами в пределах мезозоид. Эти образования не тождественны островодужным, поскольку не формируют протяженных линейных региональных структур, а выполняют изометричные изолированные в пространстве вулканоструктуры: Нявленгин-скую, Джугаджакскую, Агатовскую или грабены. Именно они, по всей видимости, являются фрагментами Удского окраинно-континентального вулканического пояса, выделенного Л.М. Парфеновым с соавторами [1993]. С континентальными вулканитами парагенетически связано Au-Ag оруденение с возрастом около 136 млн лет (месторождения Джульетта, Агатов-ское), что ставит в ряд перспективных объектов и другие подобные структуры (Тэнекелий-ская и др.). Конец этапа знаменуется вспышкой интрузивного магматизма, проявленного 122-120 млн лет тому назад (приохотский комплекс и его аналоги).
В барреме - начале апта, 128-123 млн лет назад, на локальных площадях (в рифтоген-ных структурах и зонах глубинных разломов, контролирующих размещение неокомских структур), формировались ультракислые риолиты и их кластические разновидности, а также местами и трахибазальтовые комплексы. Завершение этапа знаменовалось становлением ко-магматичных интрузий субщелочных гранитов (в частности, нявленгинского), которое происходило после значительной временной паузы, на границе апта и альба (113±7—110±3 млн лет назад). В течение всего магматического цикла формировалось полихронное и полицикличное Au-Ag оруденение (м-ние Дукат), что подтверждает одну из точек зрения [Раевская и др., 1977; Савва, 1980,1994; Сидоров и др., 1989 и др.].
В конце раннего - начале среднего альба началось формирование окраинно-континентального Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, причём диахронно: на юго-западном фланге (Приохотье) - около 110, в северо-восточной ветви (Чукотка) — 104 млн лет назад [Котляр, Русакова, 2004]. Несколько ранее (конец апта - начало альба) накапливалась "предвулканогенная" моласса (кирикская, топтанская, кегалинская, акаткевеемскаяи-др. свиты), подстилающая вулканиты ОЧВП и подтверждающая структурное и стратиграфическое несогласие с нижележащими толщами. На раннем этапе, в интервале 110-103 млн лет назад, формировались лавы и туфы преимущественного среднего состава (андезибазальты и андезиты), в меньшей мере - риодациты. В завершение, 103-101 млн лет назад, происходило формирование многофазных интрузивных комплексов широких породных ассоциаций (от габбро до гранитов при преобладании гранодиоритовой составляющей). В Кэнской лавовой полосе, кроме того, около 105 млн лет назад формировался своеобразный лейкогранитовый комплекс (омсукчанский), сопровождавшийся оловянным оруденением. Поздний этап, продолжавшийся в течение 102±1-93±1 млн лет, знаменовался накоплением кайнотипных андезитов, игнимбритовых толщ и становлением интрузий существенного гранитного состава. По всей вероятности, уже в конце раннего этапа началось формирование рудной минерализации различного формационного типа.
