Геотектоника, 2020, № 3, стр. 29-54
Возраст, особенности состава и геодинамическая обстановка формирования гранитоидов и пород комплекса даек мыса Святой Нос, Восточная Арктика
М. В. Лучицкая 1, *, А. В. Моисеев 1
1 Геологический институт РАН
119017 Москва, Пыжевский пер., д. 7, Россия
* E-mail: luchitskaya@ginras.ru
Поступила в редакцию 03.12.2019
После доработки 05.12.2019
Принята к публикации 04.02.2020
Аннотация
В статье рассмотрены гранитоиды и дайки Святоносского массива м. Святой Нос в северо-западной части Верхояно-Колымской складчатой области, прорывающие терригенные и вулканогенно-осадочные породы верхней юры–нижнего мела. Полученные U‒Pb SIMS геохронологические данные по цирконам из гранитоидов и пород даек показывают, что возрасты их кристаллизации соответствуют апту‒альбу (119–111 млн лет). Петрографический состав и петрогеохимические характеристики позволяют относить гранитоиды и породы даек кислого состава к гранитам I-типа. Показано сходство по химическому составу с одновозрастными гранитоидами о-ва Большой Ляховский, наиболее северного представителя Чохчуро-Чокурдахского субмеридионального пояса гранитоидов и с апт‒альбскими гранитоидами субширотного пояса Анюйско-Чукотской складчатой области. Ранее многими авторами было установлено, что внедрение апт‒альбских гранитоидов и даек (117–105 млн лет) на арктической окраине Чукотки и в северо-западной части Верхояно-Колымской складчатой области происходило в обстановке растяжения. Апт-альбский возраст, постскладчатый характер внедрения и сходство гранитоидов мыса Святой Нос по петрогеохимическим характеристикам с перечисленными выше апт‒альбскими гранитоидами позволяют относить их к единому этапу постколлизионного растяжения.
ВВЕДЕНИЕ
Гранитоиды мыса Святой Нос вместе с гранитоидами о-ва Большой Ляховский Новосибирских о-вов образуют северное окончание меридионального пояса оловоносных раннемеловых интрузий, протягивающегося от Северного гранитного пояса Верхояно-Колымской складчатой области (рис. 1). По геофизическим данным этот пояс можно проследить на север в виде двух ветвей до о-ва Малый Ляховский и до Земли Бунге [9].
По особенностям состава и строения среди гранитоидов мыса Святой Нос и о-ва Большой Ляховский различают интрузии диорит-гранодиоритовой (святоносский комплекс), лейкогранитовой (кигиляхский комплекс) и гранит-гранодиоритовой (тарский комплекс) формаций. На о-ве Большой Ляховский представлены гранитоиды всех перечисленных формаций. Они прорывают и метаморфизуют терригенные породы перми–триаса и верхней юры [9, 14, 24]. Определения абсолютного (U‒Pb, K‒Ar, Ar‒Ar) возраста гранитоидов лежат в интервале 111–122 млн лет [9, 41]. На мысе Святой Нос гранитоиды святоносского комплекса слагают одноименный массив и прорывают терригенные и вулканогенно-осадочные породы верхней юры–нижнего мела, образуя в них контактовые ореолы. Возраст вмещающих отложений является предметом дискуссий – их относят как к верхнеюрским, так и к нижнемеловым образованиям [3, 6, 7, 30]. В геодинамическом плане вмещающие гранитоиды породы рассматривают как часть позднеюрско-раннемеловой Святоносско-Олойской островодужной системы, расположенной на окраине Сибирского континента [10, 19, 20, 25, 40, 48, 54].
Для гранитоидов мыса Святой Нос отсутствуют современные прецизионные данные абсолютного возраста. Данные 70-х годов K‒Ar датирования по валу пород Святоносского массива и расположенных южнее небольших тел имеют широкий разброс от 175 до 80 млн лет. Ar‒Ar датировки [41] укладываются в интервал 105–106 млн лет и отнесены к всему поясу диорит-гранитных интрузий, меридионально протягивающихся от мыса Святой Нос на юг до Северного магматического пояса в северо-западной части Верхояно-Колымской складчатой области.
Раннемеловые гранитоиды о-ва Бол. Ляховский относят к гранитам I-S или S-типа, а их внедрение связывают с ранне-, син- и поздне-орогенными обстановками и завершающим этапом формирования континентальной коры Новосибирско-Чукотской складчатой системы [14] или считают посторогенными образованиями, сопоставляя с гранитами А-типа [40]. Данные по петро-геохимическому составу гранитоидов Святого Носа в литературе отсутствуют, что затрудняет их корреляцию с гранитоидами о-ва Бол. Ляховский и меловыми гранитоидами арктической окраины Чукотки.
В статье представлены новые результаты U‒Pb SIMS датирования и петро-геохимические данные для гранитоидов и пород даек Святоносского массива, с целью уточнения возраста гранитоидов и отнесения их к соответствующему этапу тектоно-магматической эволюции региона; геохимической типизации гранитоидов и определения геодинамической обстановки проявления гранитоидного магматизма.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК
Святоносский массив расположен в центральной части мыса Святой Нос (рис. 2). Его площадь составляет около 56 км2, форма в плане удлиненно-овальная, длинная ось составляет 18 км, она ориентирована в северо-западном направлении.
Гранитоиды Святоносского массива прорывают вулканиты основного–среднего состава, содержащие прослои туфов, кластолав и терригенных пород святоносской свиты (рис. 3, а, б) и образуют в них ореолы контактово-измененных пород шириной от первых десятков-первых сотен метров до 3 км. Отмечаются кордиерит-биотитовые, биотит-кварцевые, биотит-амфибол-кварцевые, биотит-полевошпатовые, кварц-плагиоклаз-хлоритовые, плагиоклаз-гиперстен-биотитовые, пироксен-скаполит-плагиоклазовые роговики [6].
Согласно [6, 30], вмещающие гранитоиды отложения относятся к верхнеюрским (волжским) на основании их сопоставления с терригенными разрезами смежных южных регионов, охарактеризованных фаунистическими находками. По другим данным [3, 6] вулканогенно-осадочные отложения мыса Святой Нос являются нижнемеловыми образованиями и сопоставляются с вулканитами кислого-основного состава смежных районов, которые в свою очередь с несогласием перекрывают терригенные породы поздней юры, датированные остатками пелеципод, аммонитов и бухий. Данные K‒Ar абсолютного датирования базальтов и андезитов мыса Святой Нос также не вносят ясности, поскольку имеются как позднеюрские, так и меловые датировки: 148 ± 3, 152 ± 5, 157 ± 5 млн лет [7]; 115 ± 5, 89 ± 4 млн лет [23].
Святоносский массив сложен среднезернистыми, участками порфировидными и мелкозернистыми двупироксеновыми, роговообманково-биотитовыми гранодиоритами [6]. На контакте гранодиориты становятся мелкозернистыми, приобретают порфировую структуру и содержат ксенолиты вмещающих пород. Кроме того, в гранитоидах встречаются округлые включения более меланократовых пород с более мелкозернистой структурой, состав которых соответствует монцодиоритам (рис. 3, в, г).
В районе мыса Святой Нос отмечены два малых (200–300 м в поперечнике) штока диоритовых порфиритов в юго-восточном экзоконтакте Святоносского массива, прорывающие вулканиты, а также установлены дайки до гранитных диоритовых порфиритов [23].
Гранитоиды Святоносского и других массивов святоносского комплекса рассечены дайками диоритовых порфиритов, гранодиорит- и гранит-порфиров, кварцевых порфиров, риодацитов (дацитов), редкими жилами аплитов и пегматитов (рис. 4).
Дайки диоритовых порфиритов и гранодиорит-порфиров, реже риодацитов и аплитов относятся к раннемеловым на основании их петрогеохимического сходства и тесной пространственной связи с раннемеловыми интрузивными породами массивов [6].
Дайки гранит-порфиров и кварцевых порфиров, также пространственно ассоциируют с интрузивными породами Святоносского и других массивов святоносского комплекса, но выделены в самостоятельный комплекс на основании петрогеохимических особенностей и отнесены к позднемеловым образованиям [6].
Нами установлено север-северо-восточное простирание даек гранодиорит-порфиров и диоритовых порфиритов; по данным [6] в пределах северо-западной части Святоносского массива дайки гранит-порфиров и кварцевых порфиров имеют субмеридиональное простирание, в юго-восточной части – северо-западное, располагаясь как в самом массиве, так и в его эндоконтактовой зоне.
ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ СОСТАВ
Изученные интрузивные породы Святоносского массива представлены кварцевыми монцодиоритами, гранодиоритами, амфибол-биотитовыми и биотитовыми гранитами. Включения меланократового состава в гранитоидах представлены диоритами.
Кварцевые монцодиориты имеют гипидиоморфнозернистую структуру и сложены плагиоклазом (65–75%), пироксеном + амфиболом + + биотитом (10–15%), кварцем (5–10%) и калиевым полевым шпатом (10–12%). Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, рудным минералом.
Гранодиориты имеют гипидиоморфнозернистую структуру и сложены плагиоклазом (60–70%), кварцем (15–25%), калиевым полевым шпатом (5–12%), клинопироксеном + амфиболом + биотитом (10–12%). Акцессорные минералы представлены апатитом и цирконом.
Граниты имеют гипидиоморфнозернистую структуру с участками графической и сложены плагиоклазом, кварцем и калиевым полевым шпатом примерно в равных количествах, биотит и амфибол составляют 5–7%. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, рудным минералом.
Изученные дайки в районе Святоносского массива представлены кварцевый диорит (монцодиорит)-порфиритами и гранодиорит-порфирами.
Кварцевые диорит-порфириты имеют порфировую структуру с вкрапленниками (5–15%) плагиоклаза и клинопироксена. Основная масса породы имеет интерсертально-зернистую структуру и сложена идиоморфным плагиоклазом, в интерстициях которого присутствуют клинопироксен, биотит, эпидот и кварц. Акцессорные минералы представлены цирконом, рудным минералом.
Кварцевые монцодиорит-порфириты отличаются присутствием калиевого полевого шпата в основной массе и образованием в ней участков монцонитовой структуры.
Гранодиорит-порфиры имеют порфировую структуру с вкрапленниками (20‒25%) плагиоклаза, кварца, пироксена, биотита и амфибола. Основная масса породы либо имеет мелкозернистую панидиморфнозернистую структуру, сложенную в основном кварцем и калиевым полевым шпатом, плагиоклаз присутствует в небольших количествах, либо фельзитовую структуру, представленную кварц-полевошпатовым агрегатом, в котором равномерно распределены мелкие зерна эпидота, цоизита и мелкочешуйчатого биотита. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, сфеном, рудным минералом.
МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ
Выделение монофраций акцессорных цирконов проведено в Геологическом институте РАН (г. Москва) с использованием стандартных методик плотностной и магнитной сепарации. U–Th–Pb датирование цирконов проводилось на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург, Россия) по методике [57]. Для построения U‒Pb диаграмма использовалась программа Isoplot 3 [42].
Анализ породообразующих элементов осуществлялся в аккредитованной лаборатории химико-аналитических исследований Геологического института РАН (г. Москва, Россия) рентгенофлуоресцентным методом с использованием последовательного спектрометра S4 Pioneer фирмы “Bruker” (Германия) и программного обеспечения “Spectra-Plus” [58]. Техника подготовки проб к анализу и статистические показатели точности и правильности анализа соответствуют требованиям отраслевой методики НСАМ № 439-РС МПР РФ.
Анализ элементов-примесей был проведен в Аналитическом сертификационном испытательном центре Института проблем технологии микроэлектроники и особо чистых материалов РАН (г. Черноголовка, Московская обл., Россия) методами атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICAP-61, Thermo Jarrеll Ash, США) масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (Х-7, Thermo Elemental, США).
РЕЗУЛЬТАТЫ U‒PB ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Цирконы выделены из шести образцов: двух гранодиоритов и гранита из основного тела Святоносского массива, из гранодиорит-порфира, кварцевого монцодиорит- и диорит-порфиритов дайковых тел. Результаты анализов приведены в таблице 1.
Таблица 1.
Точка анализа | 206Pb | Содержания, г/т | Возрасты, млн лет | Отношения изотопов | ||||||||||||||
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
Pbc, % | Pb*, г/т | U | Th | Th/U | 206Pb/ 238U (1) |
±% | 206Pb/ 238Pb (2) |
±% | 238U/ 206Pb | ±% | 207Pb/ 206Pb | ±% | 207Pb/ 235U | ±% | 206Pb/ 238U | ±% | коэфф. корр. | |
SN-012-02 – гранодиорит; 114 ± 1 млн лет, СКВО = 2.4 | ||||||||||||||||||
1.1 | 0.48 | 5.95 | 387 | 164 | 0.437 | 114 | ±2 | 115 | ±2 | 55.8 | 1.6 | 0.0463 | 5.9 | 0.1142 | 6.1 | 0.01791 | 1.6 | 0.3 |
2.1 | – | 4.23 | 269 | 108 | 0.413 | 117 | ±2 | 117 | ±2 | 54.7 | 2.1 | 0.0479 | 6.8 | 0.1207 | 7.1 | 0.01829 | 2.1 | 0.3 |
3.1 | 0.70 | 7.83 | 507 | 169 | 0.344 | 115 | ±2 | 116 | ±2 | 55.7 | 1.7 | 0.0420 | 6.3 | 0.1039 | 6.5 | 0.01796 | 1.7 | 0.3 |
4.1 | – | 10.3 | 677 | 305 | 0.466 | 113 | ±2 | 112 | ±2 | 56.7 | 1.5 | 0.0508 | 4.4 | 0.1235 | 4.7 | 0.01763 | 1.5 | 0.3 |
5.1 | 0.33 | 6.02 | 396 | 175 | 0.456 | 113 | ±2 | 113 | ±2 | 56.5 | 1.7 | 0.0485 | 5.1 | 0.1182 | 5.4 | 0.01769 | 1.7 | 0.3 |
5.2 | 0.78 | 5.06 | 328 | 104 | 0.328 | 115 | ±2 | 115 | ±2 | 55.7 | 1.6 | 0.0461 | 7.8 | 0.1140 | 8.0 | 0.01795 | 1.6 | 0.2 |
6.1 | 0.48 | 6.01 | 390 | 123 | 0.326 | 115 | ±2 | 115 | ±2 | 55.7 | 1.8 | 0.0453 | 5.9 | 0.1122 | 6.2 | 0.01795 | 1.8 | 0.3 |
7.1 | 1.96 | 5.29 | 343 | 103 | 0.310 | 115 | ±3 | 115 | ±3 | 55.6 | 2.4 | 0.0506 | 10.2 | 0.1255 | 10.5 | 0.01799 | 2.4 | 0.2 |
8.1 | 0.62 | 11.1 | 724 | 385 | 0.549 | 114 | ±2 | 115 | ±2 | 55.8 | 1.8 | 0.0428 | 5.2 | 0.1056 | 5.5 | 0.01792 | 1.8 | 0.3 |
9.1 | – | 5.85 | 376 | 116 | 0.317 | 116 | ±2 | 115 | ±2 | 55.3 | 1.6 | 0.0526 | 5.3 | 0.1311 | 5.5 | 0.01808 | 1.6 | 0.3 |
SN-022-02 – гранодиорит; 114 ± 2 млн лет, СКВО = 3.5 | ||||||||||||||||||
1.1 | – | 4.69 | 302 | 135 | 0.462 | 115 | ±2 | 114 | ±2 | 55.4 | 1.6 | 0.0550 | 6.3 | 0.1369 | 6.5 | 0.01807 | 1.6 | 0.2 |
2.1 | – | 4.49 | 292 | 122 | 0.431 | 114 | ±2 | 114 | ±2 | 55.9 | 1.7 | 0.0501 | 7.6 | 0.1236 | 7.8 | 0.01789 | 1.7 | 0.2 |
3.1 | – | 7.12 | 459 | 192 | 0.432 | 115 | ±3 | 114 | ±3 | 55.4 | 2.3 | 0.0545 | 6.0 | 0.1357 | 6.4 | 0.01806 | 2.3 | 0.4 |
3.2 | 0.82 | 4.77 | 307 | 98 | 0.331 | 115 | ±2 | 116 | ±2 | 55.3 | 1.6 | 0.0438 | 8.6 | 0.1091 | 8.7 | 0.01807 | 1.6 | 0.2 |
4.1 | 0.30 | 6.55 | 428 | 191 | 0.460 | 114 | ±2 | 114 | ±2 | 56.2 | 1.6 | 0.0438 | 5.1 | 0.1075 | 5.3 | 0.01781 | 1.6 | 0.3 |
5.1 | 0.69 | 8.25 | 530 | 222 | 0.433 | 116 | ±3 | 116 | ±3 | 55.1 | 2.8 | 0.0446 | 5.9 | 0.1116 | 6.5 | 0.01814 | 2.8 | 0.4 |
5.2 | 0.12 | 8.58 | 576 | 311 | 0.558 | 111 | ±2 | 111 | ±3 | 57.7 | 2.3 | 0.0474 | 3.5 | 0.1134 | 4.2 | 0.01734 | 2.3 | 0.5 |
6.1 | 0.25 | 4.19 | 267 | 107 | 0.416 | 117 | ±2 | 117 | ±2 | 54.7 | 1.6 | 0.0446 | 6.3 | 0.1123 | 6.5 | 0.01827 | 1.6 | 0.2 |
6.2 | – | 10.8 | 694 | 263 | 0.391 | 116 | ±2 | 116 | ±2 | 55.1 | 1.5 | 0.0484 | 3.3 | 0.1212 | 3.6 | 0.01815 | 1.5 | 0.4 |
7.1 | 0.81 | 4.78 | 321 | 107 | 0.346 | 111 | ±2 | 112 | ±2 | 57.6 | 1.6 | 0.0424 | 8.8 | 0.1014 | 8.9 | 0.01735 | 1.6 | 0.2 |
8.1 | 0.22 | 4.59 | 301 | 88 | 0.301 | 113 | ±2 | 114 | ±2 | 56.4 | 1.6 | 0.0433 | 5.8 | 0.1059 | 6.0 | 0.01774 | 1.6 | 0.3 |
SN-020-01 – гранит; 112 ± 1 млн лет, СКВО = 0.96 | ||||||||||||||||||
1.1 | 0.34 | 8.8 | 591 | 246 | 0.431 | 111 | ±2 | 111 | ±2 | 57.7 | 1.7 | 0.0459 | 4.4 | 0.1097 | 4.7 | 0.01734 | 1.7 | 0.4 |
2.1 | – | 8.93 | 595 | 295 | 0.512 | 112 | ±2 | 112 | ±2 | 57.3 | 1.6 | 0.0468 | 3.8 | 0.1126 | 4.1 | 0.01746 | 1.6 | 0.4 |
3.1 | 0.62 | 5.82 | 387 | 162 | 0.432 | 112 | ±2 | 112 | ±2 | 57.2 | 1.8 | 0.0449 | 6.6 | 0.1083 | 6.9 | 0.01749 | 1.8 | 0.3 |
3.2 | – | 6.1 | 391 | 134 | 0.354 | 116 | ±2 | 116 | ±2 | 55.0 | 1.7 | 0.0504 | 3.1 | 0.1263 | 3.5 | 0.01817 | 1.7 | 0.5 |
4.1 | 0.30 | 5.98 | 398 | 153 | 0.397 | 112 | ±2 | 112 | ±2 | 57.2 | 1.7 | 0.0438 | 5.1 | 0.1056 | 5.4 | 0.01748 | 1.7 | 0.3 |
5.1 | 0.46 | 6.06 | 406 | 145 | 0.370 | 111 | ±2 | 112 | ±2 | 57.5 | 1.6 | 0.0446 | 5.8 | 0.1069 | 6.0 | 0.01739 | 1.6 | 0.3 |
5.2 | 0.50 | 4.16 | 273 | 91 | 0.343 | 113 | ±3 | 114 | ±3 | 56.4 | 2.6 | 0.0446 | 7.7 | 0.1089 | 8.2 | 0.01772 | 2.6 | 0.3 |
6.1 | – | 8.89 | 601 | 223 | 0.383 | 110 | ±2 | 110 | ±2 | 58.1 | 1.8 | 0.0486 | 2.7 | 0.1154 | 3.3 | 0.01721 | 1.8 | 0.5 |
7.1 | – | 11.7 | 782 | 265 | 0.350 | 111 | ±2 | 111 | ±2 | 57.4 | 1.5 | 0.0497 | 3.3 | 0.1194 | 3.6 | 0.01742 | 1.5 | 0.4 |
8.1 | 4.65 | 15.6 | 1042 | 653 | 0.647 | 111 | ±2 | 112 | ±2 | 57.4 | 1.9 | 0.0464 | 26.1 | 0.1115 | 26.2 | 0.01742 | 1.9 | 0.1 |
SN-022-01 – кварцевый монцодиорит-порфирит; 111 ± 2 млн лет, СКВО = 0.67 | ||||||||||||||||||
1.1 | 1.27 | 3.17 | 211 | 57 | 0.280 | 112 | ±2 | 113 | ±2 | 57.2 | 1.7 | 0.0401 | 14.1 | 0.0967 | 14.2 | 0.01748 | 1.7 | 0.1 |
2.1 | 1.24 | 5.61 | 369 | 98 | 0.275 | 113 | ±2 | 114 | ±2 | 56.6 | 2.0 | 0.0385 | 10.7 | 0.0939 | 10.9 | 0.01768 | 2.0 | 0.2 |
10.1 | 0.58 | 8.41 | 565 | 244 | 0.446 | 111 | ±2 | 111 | ±2 | 57.7 | 1.6 | 0.0430 | 8.8 | 0.1028 | 9.0 | 0.01732 | 1.6 | 0.2 |
3.1 | – | 7.79 | 519 | 232 | 0.462 | 112 | ±2 | 111 | ±2 | 57.3 | 1.7 | 0.0492 | 3.7 | 0.1184 | 4.1 | 0.01747 | 1.7 | 0.4 |
4.1 | – | 32.9 | 2239 | 1103 | 0.509 | 109 | ±2 | 109 | ±2 | 58.5 | 1.6 | 0.0499 | 1.9 | 0.1176 | 2.5 | 0.01710 | 1.6 | 0.6 |
5.1 | – | 6.37 | 432 | 201 | 0.481 | 110 | ±2 | 109 | ±2 | 58.2 | 2.1 | 0.0524 | 5.6 | 0.1240 | 6.0 | 0.01717 | 2.1 | 0.4 |
6.1 | 0.67 | 4.5 | 300 | 94 | 0.323 | 111 | ±2 | 112 | ±2 | 57.3 | 2.2 | 0.0439 | 8.2 | 0.1057 | 8.5 | 0.01745 | 2.2 | 0.3 |
7.1 | 0.70 | 4.26 | 278 | 83 | 0.310 | 114 | ±2 | 115 | ±2 | 56.0 | 1.7 | 0.0402 | 9.2 | 0.0989 | 9.4 | 0.01784 | 1.7 | 0.2 |
8.1 | 1.11 | 4.54 | 306 | 123 | 0.414 | 110 | ±2 | 111 | ±2 | 58.0 | 2.2 | 0.0389 | 11.4 | 0.0924 | 11.6 | 0.01723 | 2.2 | 0.2 |
9.1 | 0.35 | 13.5 | 917 | 350 | 0.394 | 109 | ±2 | 110 | ±2 | 58.5 | 2.0 | 0.0452 | 3.6 | 0.1064 | 4.1 | 0.01709 | 2.0 | 0.5 |
SN-015-03 – гранодиорит-порфир; 113 ± 1 млн лет, СКВО = 0.97 | ||||||||||||||||||
1.1 | 0.61 | 4.81 | 310 | 133 | 0.443 | 115 | ±2 | 116 | ±2 | 55.4 | 1.6 | 0.0424 | 7.8 | 0.1056 | 8.0 | 0.01804 | 1.6 | 0.2 |
1.2 | – | 6.25 | 405 | 93 | 0.238 | 115 | ±2 | 114 | ±2 | 55.7 | 1.6 | 0.0542 | 5.8 | 0.1342 | 6.0 | 0.01795 | 1.6 | 0.3 |
2.1 | 0.15 | 6.94 | 466 | 134 | 0.297 | 111 | ±2 | 111 | ±2 | 57.8 | 1.6 | 0.0474 | 4.1 | 0.1132 | 4.3 | 0.01732 | 1.6 | 0.4 |
2.2 | – | 6.13 | 391 | 121 | 0.318 | 117 | ±2 | 117 | ±2 | 54.8 | 1.7 | 0.0471 | 3.9 | 0.1184 | 4.2 | 0.01825 | 1.7 | 0.4 |
3.1 | 0.28 | 6.49 | 429 | 211 | 0.510 | 113 | ±3 | 113 | ±3 | 56.8 | 2.4 | 0.0473 | 4.6 | 0.1149 | 5.1 | 0.01762 | 2.4 | 0.5 |
4.1 | 0.18 | 5.27 | 344 | 141 | 0.423 | 114 | ±3 | 114 | ±3 | 56.1 | 2.2 | 0.0490 | 4.6 | 0.1203 | 5.1 | 0.01782 | 2.2 | 0.4 |
5.1 | 1.05 | 4.67 | 311 | 117 | 0.390 | 112 | ±2 | 112 | ±2 | 57.3 | 1.7 | 0.0423 | 10.0 | 0.1018 | 10.1 | 0.01747 | 1.7 | 0.2 |
5.2 | – | 13.7 | 913 | 557 | 0.630 | 112 | ±2 | 111 | ±2 | 57.3 | 1.6 | 0.0519 | 3.9 | 0.1251 | 4.2 | 0.01747 | 1.6 | 0.4 |
6.1 | 1.53 | 4.17 | 276 | 76 | 0.286 | 113 | ±2 | 114 | ±2 | 56.8 | 1.9 | 0.0400 | 13.7 | 0.0971 | 13.8 | 0.01761 | 1.9 | 0.1 |
7.1 | 0.46 | 4.13 | 275 | 118 | 0.444 | 112 | ±2 | 112 | ±2 | 57.2 | 1.6 | 0.0458 | 7.0 | 0.1104 | 7.2 | 0.01749 | 1.6 | 0.2 |
8.1 | 0.99 | 6.99 | 460 | 249 | 0.560 | 113 | ±2 | 114 | ±2 | 56.5 | 1.7 | 0.0400 | 8.4 | 0.0976 | 8.6 | 0.01769 | 1.7 | 0.2 |
SN-010-01 – диорит-порфирит; 119 ± 1 млн лет, СКВО = 10.3 | ||||||||||||||||||
1.1 | 0.40 | 7.8 | 486 | 183 | 0.39 | 119 | ±3 | 120 | ±3 | 53.5 | 2.8 | 0.045 | 6.7 | 0.12 | 7.3 | 0.019 | 2.8 | 0.4 |
2.1 | – | 7.78 | 475 | 180 | 0.39 | 122 | ±3 | 122 | ±3 | 52.5 | 2.3 | 0.046 | 4.3 | 0.12 | 4.9 | 0.019 | 2.3 | 0.5 |
10.1 | 1.15 | 6.8 | 426 | 168 | 0.41 | 119 | ±2 | 119 | ±2 | 53.9 | 1.9 | 0.044 | 10.6 | 0.11 | 10.8 | 0.019 | 1.9 | 0.2 |
11.1 | 0.39 | 8.13 | 504 | 118 | 0.24 | 120 | ±1 | 120 | ±1 | 53.3 | 0.9 | 0.045 | 6.5 | 0.12 | 6.6 | 0.019 | 0.9 | 0.1 |
12.1 | 0.24 | 39 | 2402 | 1744 | 0.75 | 121 | ±3 | 121 | ±3 | 52.9 | 2.6 | 0.046 | 2.6 | 0.12 | 3.6 | 0.019 | 2.6 | 0.7 |
13.1 | – | 11.8 | 747 | 420 | 0.58 | 117 | ±3 | 116 | ±3 | 54.4 | 2.5 | 0.055 | 6.8 | 0.14 | 7.2 | 0.018 | 2.5 | 0.3 |
3.1 | 0.54 | 6.74 | 428 | 144 | 0.35 | 117 | ±2 | 117 | ±2 | 54.5 | 1.8 | 0.052 | 7.6 | 0.13 | 7.8 | 0.018 | 1.8 | 0.2 |
4.1 | 0.42 | 7.83 | 488 | 129 | 0.27 | 119 | ±2 | 120 | ±2 | 53.5 | 1.4 | 0.046 | 6.8 | 0.12 | 6.9 | 0.019 | 1.4 | 0.2 |
5.1 | – | 5.99 | 377 | 112 | 0.31 | 118 | ±1 | 119 | ±1 | 54.1 | 0.9 | 0.045 | 7.1 | 0.12 | 7.2 | 0.018 | 0.9 | 0.1 |
6.1 | 0.40 | 8.55 | 537 | 270 | 0.52 | 118 | ±2 | 119 | ±2 | 53.9 | 1.4 | 0.046 | 6.5 | 0.12 | 6.6 | 0.019 | 1.4 | 0.2 |
7.1 | – | 8.61 | 542 | 139 | 0.27 | 118 | ±3 | 118 | ±3 | 54.1 | 2.5 | 0.050 | 7.3 | 0.13 | 7.8 | 0.018 | 2.5 | 0.3 |
8.1 | – | 11.3 | 686 | 427 | 0.64 | 123 | ±3 | 123 | ±3 | 52.1 | 2.3 | 0.046 | 3.6 | 0.12 | 4.2 | 0.019 | 2.3 | 0.5 |
9.1 | 0.27 | 17.7 | 1091 | 1024 | 0.97 | 121 | ±2 | 121 | ±2 | 52.8 | 1.3 | 0.046 | 4.0 | 0.12 | 4.2 | 0.019 | 1.3 | 0.3 |
На микрофотографиях кристаллов цирконов из гранитоидов, слагающих Святоносский массив, выполненных в режиме катодолюминесценции видно, что они обладают коротко- и длиннопризматическим габитусом, размеры кристаллов составляют 150–400 мкм (Кудл = 1.3–4). Цирконы характеризуются очень хорошо выраженной тонкой осциляторной зональностью и отсутствием унаследованных ядер (рис. 5), а величина Th/U отношения изменяется от 0.30 до 0.65 (см. табл. 1), что свойственно цирконам магматического генезиса.
Конкордатные возрасты, рассчитанные для трех образцов гранитоидов составляют 114 ± 1, 112 ± 1 и 114 ± 2 млн лет; средневзвешенные возрасты для тех же образцов – 113 ± 1, 112 ± 1 и 115 ± 1 млн лет (рис. 6, см. табл. 1). Эти оценки возраста соответствуют границе апта и альба [18]. В пяти кристаллах циркона из разных образцов гранитоидов измерения проведены для ядерной части и краевых частей с осциляторной зональностью, разница в возрастах составляет 1–2 млн лет, что не превышает ошибку измерений; только в одном случае эта разница больше – 4 млн лет. Это подтверждает, что унаследованные древние ядра в цирконах отсутствуют и полученные возрасты отражают время кристаллизации гранитоидов.
Кристаллы цирконов из гранодиорит-порфира, кварцевого монцодиорит- и диорит-порфиритов дайковых тел, секущих гранитоиды Святоносского массива, также, как и кристаллы из гранитоидов самого массива, обладают коротко- и длиннопризматическим габитусом, размеры кристаллов составляют 200–500 мкм (Кудл = 1–6) (рис. 7). Для цирконов характерна хорошо выраженная тонкая осциляторная зональность и отсутствие унаследованных ядер); величина Th/U отношения изменяется от 0.23 до 0.94 (см. табл. 1), что подтверждает магматический генезис цирконов.
Конкордатные возрасты, рассчитанные для образцов гранодиорит-порфира, кварцевого монцодиорит- и диорит-порфиритов составляют 113 ± 1, 111 ± 2 и 119 ± 1 млн лет; средневзвешенные возрасты для тех же образцов – 113 ± 1, 112 и 120 ± ± 1 млн лет (рис. 8, см. табл. 1). Первые две оценки возраста соответствуют границе апта и альба, третья оценка соответствует апту [18]. В двух кристаллах циркона из гранодиорит-порфира сопоставление возрастов из ядерной части и краевых частей с осциляторной зональностью указывает на разницу в 2 и 5 млн лет, и отсутствие унаследованных древних ядер. Полученные возрасты цирконов из пород даек, так же, как и для цирконов из гранитоидов основного тела Святоносского массива отражают время кристаллизации пород даек. Одна более древняя датировка в 119 (120) млн лет для диоритовых порфиритов из дайки может подтверждать, что часть диоритовых порфиритов образуют догранитные дайки [6].
ПЕТРО-ГЕОХИМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГРАНИТОИДОВ
Данные по главным и редким элементам в гранитоидах и породах даек Святоносского массива представлены в таблице 2. Гранитоиды характеризуются содержаниями SiO2 64.65–72.76, Na2O + + K2O 4.52–7.46 мас. %; дайки – 57.34–68.39, 5.25–6.89 мас. % и по химическому составу соответствуют породам нормальной щелочности – гранодиоритам, лейкогранитам, низкощелочным гранитам и диоритам, кварцевым диоритам, гранодиоритам, гранитам соответственно; состав меланократового включения в гранитоидах соответствует монцодиориту (рис. 9). Для пород даек характерна несколько большая основность (CaO = 2.2–5.7%), чем для гранитоидов (CaO = = 1.6–3.8%). На диаграмме Na2O + K2O–SiO2 (см. рис. 9) видно, что поле раннемеловых гранитоидов святоносского комплекса о-ва Большой Ляховский занимает те же поля диаграммы, что и точки составов гранитоидов и пород даек Святоносского массива. Раннемеловые гранитоиды тарского и кигиляхского комплексов о-ва Большой Ляховский отличаются присутствием пород умеренной щелочности – граносиенитов и умеренно-щелочных гранитов (см. рис. 9).
Таблица 2.
Компо-нент | 001-06 | 006-01 | 006-02 | 010-01 | 011-01 | 012-02 | 015-03 | 016-01 | 018-01 | 020-01 | 020-02 | 022-01 | 022-02 | 023-01 |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
SiO2 | 64.65 | 65.78 | 53.12 | 57.34 | 58.72 | 67.58 | 68.39 | 64.90 | 65.04 | 72.76 | 64.96 | 57.95 | 64.76 | 65.23 |
TiO2 | 0.72 | 0.65 | 0.94 | 1.10 | 0.98 | 0.57 | 0.66 | 0.58 | 0.68 | 0.25 | 0.70 | 0.93 | 0.66 | 0.59 |
Al2O3 | 15.11 | 14.72 | 15.33 | 16.21 | 16.39 | 13.82 | 12.58 | 14.83 | 14.75 | 13.21 | 14.48 | 16.27 | 15.13 | 14.81 |
Fe2O3 | 2.20 | 2.11 | 3.90 | 3.34 | 3.15 | 2.43 | 2.20 | 3.82 | 2.56 | 0.75 | 1.85 | 3.50 | 1.51 | 1.38 |
FeO | 3.25 | 2.88 | 6.77 | 5.26 | 4.69 | 3.20 | 3.52 | 3.17 | 3.38 | 2.09 | 3.65 | 4.43 | 4.32 | 3.80 |
MnO | 0.08 | 0.06 | 0.17 | 0.14 | 0.13 | 0.10 | 0.11 | 0.10 | 0.09 | 0.05 | 0.11 | 0.16 | 0.09 | 0.09 |
MgO | 2.34 | 2.15 | 5.80 | 2.74 | 3.24 | 2.20 | 2.34 | 1.35 | 2.51 | 0.88 | 2.62 | 3.87 | 2.21 | 2.47 |
CaO | 4.42 | 4.01 | 5.11 | 7.73 | 5.56 | 4.43 | 2.46 | 3.16 | 4.03 | 1.80 | 3.93 | 6.23 | 4.10 | 3.79 |
K2O | 3.42 | 3.40 | 1.82 | 0.52 | 2.61 | 1.44 | 4.04 | 3.20 | 3.20 | 4.38 | 3.56 | 2.07 | 3.20 | 3.43 |
Na2O | 3.11 | 3.21 | 4.38 | 4.76 | 3.62 | 3.09 | 2.85 | 3.39 | 3.06 | 3.08 | 2.96 | 3.58 | 3.32 | 3.05 |
P2O5 | 0.12 | 0.10 | 0.14 | 0.16 | 0.16 | 0.09 | 0.12 | 0.28 | 0.11 | 0.05 | 0.11 | 0.14 | 0.10 | 0.10 |
п.п.п. | 0.22 | 0.62 | 1.77 | 0.62 | 0.24 | 0.7 | 0.34 | 0.87 | 0.22 | 0.46 | 0.66 | 0.38 | 0.1 | 0.84 |
Сумма | 99.64 | 99.68 | 99.25 | 99.92 | 99.48 | 99.65 | 99.61 | 99.64 | 99.62 | 99.76 | 99.59 | 99.50 | 99.51 | 99.58 |
Li | 29.3 | 39.3 | 78.8 | 16.4 | 42.6 | 43.2 | 26.1 | 24.4 | 47.5 | 24.6 | 35.8 | 30.7 | 27.6 | 33.1 |
Be | 2.1 | 2.3 | 3.3 | 1.6 | 1.9 | 2.1 | 2.3 | 2.7 | 1.9 | 3.6 | 2.8 | 2.5 | 2.3 | 2.4 |
Sc | 11.5 | 11.1 | 30.6 | 17.3 | 14.3 | 8.8 | 13.6 | 10.2 | 12.2 | 4.7 | 11.1 | 17.6 | 13.6 | 10.4 |
V | 65.0 | 59.3 | 148 | 131 | 96.4 | 59.6 | 60.1 | 48.4 | 69.5 | 30.9 | 67.4 | 98.7 | 71.6 | 59.6 |
Cr | 74.1 | 68.2 | 198 | 57.7 | 88.8 | 75.8 | 56.3 | 28.3 | 89.1 | 87.9 | 72.0 | 80.8 | 105.0 | 75.0 |
Co | 11.6 | 9.7 | 22.4 | 8.7 | 19.2 | 8.2 | 10.9 | 10.3 | 13.1 | 6.4 | 12.6 | 20.9 | 12.9 | 11.4 |
Ni | 20.9 | 20.3 | 64.1 | 12.2 | 40.1 | 17.8 | 16.3 | 6.1 | 23.5 | 12.2 | 22.7 | 22.9 | 24.6 | 20.0 |
Cu | 18.5 | 33.8 | 73.0 | 9.7 | 59.7 | 14.8 | 19.9 | 53.2 | 22.7 | 160 | 40.9 | 23.7 | 26.7 | 39.3 |
Zn | 51.8 | 41.6 | 74.6 | 40.5 | 119.4 | 56.5 | 69.5 | 78.1 | 57.5 | 41.5 | 59.8 | 118 | 56.7 | 58.8 |
Ga | 16.8 | 17.0 | 17.0 | 17.1 | 15.4 | 14.4 | 14.1 | 19.4 | 16.2 | 13.1 | 16.1 | 18.6 | 16.8 | 15.6 |
Rb | 133 | 129 | 174 | 3.4 | 102 | 41.8 | 135 | 122 | 118 | 136 | 146 | 82.7 | 134 | 131 |
Sr | 189 | 188 | 151 | 522 | 176 | 238 | 101 | 191 | 180 | 104 | 181 | 236 | 182 | 177 |
Y | 23.9 | 24.3 | 58.8 | 26.2 | 23.0 | 19.2 | 30.0 | 42.1 | 23.3 | 16.8 | 29.2 | 20.7 | 26.3 | 24.0 |
Zr | 86.0 | 85.6 | 37.9 | 196 | 79.3 | 81.1 | 172 | 171 | 76.7 | 83.0 | 96.7 | 48.4 | 102 | 85.5 |
Nb | 8.9 | 9.2 | 12.7 | 7.9 | 9.0 | 6.6 | 9.8 | 7.8 | 8.7 | 7.3 | 10.2 | 8.5 | 9.3 | 8.5 |
Mo | 1.5 | 1.8 | 0.69 | 4.4 | 3.6 | 5.2 | 2.2 | 8.8 | 2.4 | 10.2 | 3.4 | 1.6 | 5.2 | 2.3 |
Cs | 8.0 | 11.1 | 10.9 | 0.13 | 5.5 | 2.6 | 7.9 | 13.8 | 6.5 | 6.0 | 11.1 | 5.7 | 9.8 | 11.9 |
Ba | 558 | 532 | 283 | 150 | 417 | 431 | 741 | 443 | 573 | 397 | 595 | 426 | 561 | 529 |
La | 6.2 | 29.6 | 18.1 | 7.5 | 17.5 | 7.0 | 32.3 | 40.8 | 11.4 | 40.6 | 30.6 | 18.3 | 10.7 | 13.8 |
Ce | 53.0 | 59.0 | 55.4 | 18.6 | 37.6 | 51.8 | 68.1 | 88.4 | 52.4 | 79.5 | 64.7 | 41.1 | 54.1 | 48.9 |
Pr | 5.7 | 6.2 | 7.2 | 2.7 | 4.4 | 5.5 | 7.5 | 9.9 | 5.7 | 8.0 | 7.0 | 4.6 | 6.0 | 5.4 |
Nd | 22.1 | 23.7 | 31.1 | 13.9 | 18.6 | 21.6 | 29.5 | 38.9 | 22.3 | 27.6 | 27.3 | 19.6 | 23.4 | 21.0 |
Sm | 4.8 | 5.0 | 8.2 | 4.0 | 4.7 | 4.4 | 6.5 | 8.4 | 5.0 | 4.9 | 6.0 | 4.5 | 5.4 | 4.7 |
Eu | 0.85 | 0.81 | 0.67 | 1.5 | 0.95 | 0.92 | 0.60 | 1.4 | 0.89 | 0.55 | 1.2 | 1.2 | 0.94 | 0.87 |
Gd | 4.1 | 4.2 | 8.1 | 4.5 | 4.4 | 3.7 | 5.6 | 7.3 | 4.5 | 3.5 | 5.4 | 4.2 | 4.8 | 4.3 |
Tb | 0.67 | 0.68 | 1.43 | 0.71 | 0.72 | 0.59 | 0.93 | 1.20 | 0.71 | 0.54 | 0.87 | 0.68 | 0.81 | 0.70 |
Dy | 4.2 | 4.3 | 9.6 | 4.7 | 4.6 | 3.8 | 5.9 | 7.7 | 4.5 | 3.2 | 5.6 | 4.3 | 5.1 | 4.5 |
Ho | 0.82 | 0.82 | 1.9 | 0.92 | 0.90 | 0.75 | 1.1 | 1.5 | 0.89 | 0.61 | 1.1 | 0.83 | 1.0 | 0.89 |
Er | 2.4 | 2.5 | 5.9 | 2.8 | 2.6 | 2.2 | 3.4 | 4.7 | 2.6 | 1.9 | 3.2 | 2.4 | 2.9 | 2.6 |
Tm | 0.34 | 0.35 | 0.88 | 0.40 | 0.37 | 0.32 | 0.50 | 0.67 | 0.37 | 0.29 | 0.49 | 0.35 | 0.43 | 0.38 |
Yb | 2.3 | 2.3 | 5.7 | 2.7 | 2.3 | 2.2 | 3.2 | 4.4 | 2.4 | 2.0 | 3.2 | 2.2 | 2.8 | 2.5 |
Lu | 0.33 | 0.35 | 0.86 | 0.40 | 0.34 | 0.32 | 0.50 | 0.66 | 0.36 | 0.30 | 0.47 | 0.33 | 0.42 | 0.37 |
Hf | 3.1 | 3.2 | 2.0 | 4.3 | 2.4 | 3.0 | 5.7 | 5.4 | 2.8 | 3.8 | 3.6 | 1.8 | 3.6 | 3.1 |
Ta | 0.83 | 1.0 | 1.3 | 0.59 | 0.71 | 0.82 | 0.98 | 1.0 | 0.73 | 1.4 | 1.3 | 0.82 | 0.94 | 0.94 |
Pb | 18.2 | 12.2 | 7.5 | 5.0 | 33.4 | 7.6 | 22.2 | 21.9 | 19.6 | 30.0 | 21.2 | 24.5 | 17.8 | 25.0 |
Th | 11.3 | 14.0 | 5.2 | 5.4 | 6.4 | 12.0 | 14.2 | 17.7 | 11.4 | 27.8 | 14.8 | 6.2 | 14.1 | 15.7 |
U | 3.6 | 3.0 | 1.3 | 2.1 | 2.1 | 3.1 | 4.2 | 5.1 | 1.6 | 12.9 | 17.2 | 1.3 | 2.7 | 3.2 |
Согласно классификации Б.Р. Фроста с соавторами [38] гранитоиды и породы даек Святоносского относятся к известково-щелочной серии, реже ‒ к известковой серии, характеризуются пониженной железистостью (Fe* = 0.64–0.76) и низкой–умеренной глиноземистостью (ASI = = 0.73–1.07) (рис. 10). Гранитоиды святоносского и тарского комплексов о-ва Большой Ляховский имеют сходство с гранитоидами Святоносского массива и также являются преимущественно магнезиальными образованиями (Fe* = 0.60–0.77) и принадлежат известково-щелочной и известковой сериям, при этом гранитоиды кигиляхского комплекса о-ва Большой Ляховский являются преимущественно железистыми образованиями (Fe* = 0.81–0.93) и сопоставляются по этому параметру с гранитоидами из мелких интрузивных тел, расположенных южнее Святоносского массива с содержанием SiO2 более 70 мас. % (Fe* = = 0.89–0.94). Гранитоиды тарского и кигиляхского комплексов обладают более высокой глиноземистостью (ASI = 1.03–1.17), чем гранитоиды Святоносского массива (см. рис. 10).
Редкоэлементный состав гранитоидов Святоносского массива характеризуется:
• низкими–умеренными содержаниями Zr (76–102 г/т), Nb (6.6–10.2 г/т), Rb (42–146 г/т), Sr (104–191 г/т);
• умеренными суммарными содержаниями редкоземельных элементов РЗЭ (105–216 г/т).
Гранодиорит-порфиры даек имеют близкие вариации данных элементов:
– Zr (48–172 г/т),
‒ Nb (8.5–9.8 г/т),
‒ Rb (82–135 г/т),
‒ Sr (101–236 г/т),
‒ умеренные суммарные содержания РЗЭ (100–166 г/т).
Максимальные значения элементов сопоставимы со средними их содержаниями в гранитах I-типа. Монцодиориты из включения в гранитоидах имеют более высокие содержания Rb, Nb и более низкие Zr (см. табл. 2).
Гранитоиды Святоносского массива и монцодиориты из включения в гранитоидах имеют в разной степени фракционированные распределения РЗЭ, которые характеризуются обогащением ЛРЗЭ, близкое к горизонтальному распределение в тяжелой части (LaN/YbN = 1.98–14.87) и отчетливую отрицательную Eu-аномалию (Eu/Eu* = = 0.40–0.69) (рис. 11, а). Аналогичным типом распределения РЗЭ характеризуются гранодиорит-порфиры и кварцевый диорит (монцодиорит)-порфириты из даек (LaN/YbN = 5.46–9.05; Eu/Eu* = 0.30–0.87), за исключением диорит-порфиритов одной из даек с пониженными содержаниями легких РЗЭ и слабой положительной Eu-аномалией (Eu/Eu* = 1.07) (рис. 11, б).
Спайдерграммы редких элементов, нормированных на состав примитивной мантии для гранитоидов Святоносского массива и гранодиорит-порфиров, кварцевый диорит (монцодиорит)-порфиритов из даек характеризуются сходным типом распределения с обогащением крупноионными литофильными элементами относительно высокозарядных и минимумами Ba, Nb, Тa, Sr, P, Ti (рис. 11, в, г). Исключение составляют диорит-порфириты одной из даек, характеризующиеся пониженными содержаниями Cs, Rb, Ba.
Использование диаграммы Zr–104Ga/Al, разделяющей граниты I-, S- и A-типов, показывает, что все гранитоиды и породы даек располагаются в поле гранитов I- и S-типов, в том числе большая часть в поле дифференцированных гранитов I-типа (рис. 12, а), и отличаются по cоотношениям Zr и 104Ga/Al, а также Nb и 104Ga/Al, FeO*/MgO и суммы Ce, Zr, Nb, Y от гранитов А-типа. Это же подтверждается на диаграмме Nb–Sr [56], где точки составов гранитоидов и пород даек группируются вокруг среднего I-типа гранитов (рис. 12, б). На треугольной диаграмме Fe2O3 · 5–Na2O + K2O–(CaO + MgO) · 5 [8] (рис. 12, в) точки составов гранитоидов Святоносского массива и гранодиоритов из даек располагаются внутри поля гранитов I- и S-типов, так же как и поля гранитоидов святоносского и большей части тарского комплексов о-ва Большой Ляховский. Часть гранитоидов тарского и кигиляхского комплексов о-ва Большой Ляховский и гранитоиды интрузивных тел, расположенных южнее Святоносского массива попадают в поле гранитов А2 типа, которое объединяет составы кислых магматических ассоциаций, проявленных в геодинамических условиях внутри- и окраинно-континентального типов [8].
На диаграмме Дж. Пирса с соавторами Rb–(Y + Nb) [50] (см. рис. 12, г), используемой для разделения гранитоидов по геодинамическим обстановкам формирования, точки составов гранитоидов Святоносского массива и пород даек располагаются в поле гранитов вулканических дуг и большинство их составов оконтуривается полем пост-коллизионных гранитов [50].
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Полученный интервал возраста кристаллизации гранитоидов и пород даек Святоносского массива 119–111 млн лет соответствует середине апта–началу альба и хорошо коррелируется с таковым для раннемеловых гранитоидов острова Большой Ляховский. Абсолютный возраст гранитоидов святоносского, тарского и кигиляхского комплексов составляет 112–122 млн лет (K‒Ar), 111–120 млн лет (U‒Pb SIMS), 113, 114 млн лет (Ar‒Ar) [9, 41].
Гранитоиды мыса Святой Нос могут быть включены в состав двух поясов гранитоидного магматизма – субмеридионального Чохчуро-Чокурдахского в северо-западной части Верхояно-Колымской складчатой области, к югу от мыса Святой Нос, и субширотного, в пределах Анюйско-Чукотской складчатой области, к юго-востоку и востоку от мыса.
В северной части Чохчуро-Чокурдахского пояса (50 км южнее мыса Святой Нос) гранитоиды образуют изометричные Урюнг-Хаастахский и Хаарстанский массивы, сопоставимые по размерам со Святоносским, а также ряд более мелких тел Массунуохских гор и Зимовьинское интрузивное тело [30]. На материковой части этот пояс прослеживается до Полоусненского синклинория Верхояно-Колымской складчатой области. На большей части пояса они перекрыты палеогеновыми и четвертичными образованиями. Перечисленные массивы сложены породами святоносского комплекса, как и Святоносский массив, и представлены диоритами, кварцевыми диоритами, лейкократовыми биотитовыми гранитами, гранодиорит-порфирами [30]. Гранитоиды прорывают верхнеюрские флишоидные отложения [3]. В южной части пояса интрузивные тела сложены гранитами, гранодиоритами, аплитовыми гранитами и прорваны дайками гранитов и гранит-порфиров [5]. Относительно возраста гранитоидов нет единого мнения. K‒Ar датировки дают большой разброс от 150 до 60 млн лет. Часть исследователей [5] считают, что их возраст моложе, чем у раннемеловых батолитов Главного пояса гранитоидов Верхояно-Колымской складчатой области, другие (публикуется с разрешения А.Г. Аулова, 1988 г.) относят их к поднеюрско-раннемеловой островодужной серии. Ar‒Ar датировки для гранитоидов всех тел субмеридионального ряда [41], кроме гранитоидов Святоносского массива, образуют узкий интервал 105–106 млн лет. Авторы [41] предполагают, что внедрение гранитоидов имело место в процессе субширотного растяжения, которое связывают либо с закрытием Южно-Анюйского океана, либо с задуговым растяжением в тылу Охотско-Чукотского вулканогенного пояса.
Отсутствие геохимических и геохронологических данных для гранитоидов Чохчуро-Чокурдахского субмеридионального пояса пока не позволяет надежно скоррелировать их с гранитоидами Святоносского массива и раннемеловыми гранитоидами Верхояно-Колымской складчатой области и Анюйско-Чукотской складчатой области и установить геодинамическую обстановку их формирования.
Апт-альбский этап гранитоидного магматизма широко проявлен в различных структурах арктической окраины Чукотки в пределах Анюйско-Чукотской складчатой области (см. рис. 1). В предшествующее позднеюрское (волжское)–раннемеловое время происходило закрытие Южно-Анюйского бассейна в результате коллизии микроплиты Чукотка–Арктическая Аляска и активной окраины Сибири, что привело к становлению покровно-складчатой структуры в готериве–барреме [25]. В апт‒альбское время режим коллизионного сжатия сменился на постколлизионное растяжение, сопровождаемое сдвигообразованием, что отражено в работах многих авторов [1, 13, 25, 45–47]. Направление регионального растяжения было установлено как субширотное (ВСВ‒ЗЮЗ) на основании субмеридиональной ориентировки даек и кварцевых жил в районе г. Певек на территории Анюйско-Чукотской складчатой системы [46]. Апт‒альбское растяжение сопровождалось формированием комплексов гранитно-метаморфических ядер в пределах структур, ранее описываемых как структуры поднятий, в которых обнажаются кристаллический фундамент и палеозойский чехол Чукотского микроконтинента, а также формированием наложенных орогенных впадин [1, 2, 4, 28, 46, 54]. Растяжение в апт‒альбское время зафиксировано также в пределах Амеразийского бассейна [11, 15, 49].
Апт‒альбские гранитоиды в пределах Анюйско-Чукотской складчатой области, которые по возрасту и структурному положению можно коррелировать с рассмотренными в статье гранитоидами и дайками кислого состава мыса Святой Нос, приурочены к Алярмаутскому, Велиткенайскому и Кооленьскому поднятиям [2, 4, 16, 35, 39], присутствуют в виде малых интрузивных тел в Тытельвеемской и Мангазейской наложенных орогенных впадинах [28, 29] и являются составной частью вулкано-интрузивной ассоциации Чаунской складчатой зоны [29].
Гранитоиды образуют Люпвеемский массив в центральной части Алярмаутского поднятия, они прорывают деформированные смятые в складки слабо метаморфизованные терригенно-карбонатные отложения верхнего девона–нижнего карбона и терригенные отложения триаса [16]. U‒Pb SIMS возраст гранитоидов Люпвеемского массива, а также гранитоидов более мелких массивов, обрамляющих Алярмаутское поднятие с юга составляет 117–112 млн лет [12, 45].
Меловые гранитоиды Кооленьского и Велиткенайского поднятий являются несколько более молодыми, чем гранитоиды Алярмаутского поднятия и мыса Святой Нос. В Кооленьском куполе U‒Pb возрасты по циркону и монациту из гранитоидов составляют 108, 104 и 94 млн лет [35]. В Велиткенайском массиве в центральной части Велиткенайского поднятия, гранитоиды краевых частей имеют U‒Pb SIMS возраст 105 ± 1, а лейкограниты более внутренних частей массива – 102 ± 4 млн лет [27, 32, 39] и 101 млн лет [21]. Современные K‒Ar датировки гранитоидов Велиткенайского массива находятся в интервале 102–82 млн лет [21].
Тытельвеемская и Мангазейская наложенные орогенные впадины в тыловой части Центрально-Чукотского и Анадырского сегментов Охотско-Чукотского вулканогенного пояса выполнены терригенными толщами в основании и вулканитами аптского (121 ± 3 и 118 ± 2 млн лет [28] и апт–альбского возраста мощностью до 2.5 и 2.3 км соответственно. Вулканиты Тытельвеемской впадины прорваны малыми интрузивными телами кварцевых диоритов и граносиенитами Илирнейского массива; вулканиты Мангазейской впадины прорваны небольшими телами, варьирующими по составу от габбро-диоритов до грано- и монцодиоритов [28]. Изохронный Rb‒Sr возраст одного из таких интрузивов составляет 117 ± ± 12 млн лет [28].
Гранитоидные массивы Чаунской складчатой зоны интрудируют складчатые осадочные комплексы девона–карбона, поздней перми–триаса и осадочные толщи синколлизионных позднеюрско-раннемеловых бассейнов. Гранитоиды имеют резкие секущие контакты с вмещающими породами, с ореолами роговиков и контролируются структурами как северо-западного, так и северо-восточного направления [27, 29]. U‒Pb SIMS возраст гранитоидов Чаунской зоны составляет 112–105 млн лет [17, 21, 27, 32, 46].
Сопоставление гранитоидов и пород даек мыса Святой Нос с гранитоидами перечисленных структур по петрогеохимическому составу показывает следующее. По магнезиальному, известково-щелочному и щелочно-известковистому, метаглиноземистому и умеренно-глиноземистому характеру гранитоидов они сходны с гранитоидами Алярмаутского поднятия и Тытыльвеемской впадины (рис. 13). Гранитоиды Чаунской зоны (район г. Певек) отличаются более высокими содержаниями K2O и более высоким индексом глиноземистости (см. рис. 13). На диаграмме Fe2O3 · 5–Na2O + K2O–(CaO + MgO) · 5 гранитоиды и породы даек мыса Святой Нос и гранитоиды перечисленных выше структур образуют близкие поля точек в области гранитов I- и S-типов (рис. 14, а). По соотношению Rb и Y + Nb точки все гранитоиды относятся к гранитам вулканических дуг и пост-коллизионных гранитов (рис. 14, б).
Необходимо отметить, что область распространения апт-альбских гранитоидов арктической окраины Чукотки протягивается и на Арктическую Аляску в район бассейна Юкон-Коюкук и террейна Руби (см. рис. 1) [43, 47]. Здесь выделяется Западный пояс плутонов бассейна Юкон-Коюкук, возраст которых составляет 113–99 млн лет и серия гранитных плутонов террейна Руби с возрастом 112–96 млн лет [43].
Плутоны Западного пояса представлены сиенитами, монцонитами, кварцевыми монцонитами и лейкогранитами, которые прорывают вулканиты андезитового состава неокомского возраста. Биотитовые граниты террейна Руби имеют интрузивные контакты с метаморфизованными в зеленосланцевой фации докембрийскими и палеозойскими терригенными и карбонатными породами террейна Руби и с серией тектонических пластин, сложенных позднепалеозойскими–юрскими базит-ультрабазитовыми и вулканогенно-кремнистыми комплексами смежного террейна Ангаючам [43].
Химический состав гранитоидов Западного пояса бассейна Юкон‒Коюкук и террейна Руби отличается от состава рассмотренных выше гранитоидов мыса Святой Нос и гранитоидов арктической окраины Чукотки. Гранитоиды Западного пояса бассейна Юкон‒Коюкук являются преимущественно железистыми и щелочными образованиями, что сближает их с гранитами А-типа (см. рис. 13); гранитоиды террейна Руби являются высококремнеземистыми, в равной степени магнезиальными и железистыми, известково-щелочными и щелочно-известковыми, перглиноземистыми образованиями, отвечающими гранитам S-типа (см. рис. 13).
По данным [43] происхождение гранитоидов Западного пояса бассейна Юкон-Коюкук и террейна Руби связывают с растяжением в апт–альбское время после завершения коллизии дуги Коюкук с окраиной Северо-Американского континента и воздействием субконтинентальной мантии, однако в процесс плавления были вовлечены различные субстраты. Для гранитоидов Западного пояса предполагаются более древние островодужные комплексы, а для гранитов террейна Руби – метапелитовый материал континентальной коры [43].
Надо отметить, что по данным [50] для постколлизионного гранитоидного магматизма характерно присутствие гранитов от А- до I-типа, что, по его мнению, связано с эволюцией литосферных мантийных источников. Если до момента коллизии они находились над зоной субдукции, то на постколлизионном этапе преобладают граниты I-типа (граниты вулканических дуг), а в случае нахождения ранее литосферы под пассивной окраиной, гранитоиды имеют геохимические характеристики гранитов А-типа (внутриплитных гранитов). В рассмотренных выше примерах апт‒альбского постколлизионного гранитоидного магматизма Чукотки и Аляски преобладают граниты I-типа, за исключением гранитоидов Западного пояса бассейна Коюкук Аляски, имеющих геохимические черты гранитов А-типа.
ВЫВОДЫ
1. U‒Pb SIMS возрасты цирконов из гранитоидов и пород даек мыса Святой Нос образуют интервал 119–111 млн лет, что соответствует апту–альбу – времени смены режима коллизионного сжатия на постколлизионное растяжение в тектонической эволюции арктической окраины Чукотки.
2. Гранитоиды и породы даек кислого состава по петрографическому составу и петрогеохимическим характеристикам соответствуют гранитам I-типа, в том числе высокодифференцированным; они являются магнезиальными, известково-щелочными и щелочно-известковыми, метаглиноземистыми и умеренно-глиноземистыми образованиями. С одной стороны, отмечается сходство по химическому составу с одновозрастными гранитоидами диорит-гранодиоритового святоносского комплекса о-ва Большой Ляховский, наиболее северного представителя Чохчуро-Чокурдахского субмеридионального пояса гранитоидов. С другой стороны, имеется сходство по петрогеохимическому составу с апт–альбскими гранитоидами субширотного пояса Анюйско-Чукотской складчатой области, а именно Алярмаутского поднятия и Тытельвеемской орогенной впадины.
3. Апт‒альбский (117–105 млн лет) гранитоидный магматизм и внедрение даек на арктической окраине Чукотки сопровождали формирование комплексов метаморфических ядер и наложенных орогенных впадин, связанных с постколлизионным растяжением [1, 17, 25, 46, 47]. Растяжение установлено также для альбского времени для субмеридионального Чохчуро-Чокурдахского пояса интрузий в северо-западной части Верхояно-Колымской складчатой области [41]. Апт-альбский возраст, постскладчатый характер внедрения и сходство гранитоидов мыса Святой Нос по петрогеохимическим характеристикам как с гранитоидами северной части Чохчуро-Чокурдахского субмеридионального пояса, так и с гранитоидами субширотного пояса Анюйско-Чукотской складчатой области позволяют относить их к единому этапу постколлизионного растяжения. Апт–альбский этап растяжения также широко проявлен в пределах прилегающих к арктической окраине Чукотки шельфах морей Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского.
Финансирование. Полевые и аналитические работы выполнены по проекту РНФ № 18-77-10 073, базовое финансирование сотрудников за счет субсидии.
Список литературы
Бондаренко Г.Е. Тектоника и геодинамическая эволюция мезозоид северного обрамления Тихого океана. Автореф. дис. … д. г.-м. н. М.: МГУ, 2004. 48 с.
Бондаренко Г.Е., Лучицкая М.В. Мезозойская тектоническая эволюция Алярмаутского поднятия // Бюлл. МОИП. 2003. Отд. Геол. Т. 78. Вып. 3. С. 25–38.
Бургуто А.Г., Дорофеев В.К., Рекант П.В., Шкарубо С.И. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1 : : 1 000 000 (третье поколение). Серия Лаптево-Сибироморская. Лист S-53 – о. Столбовой, S-54 – Ляховские о-ва. Объяснительная записка / СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2016. 300 с. + 9 вкл.
Гельман М.Л. Фанерозойские гранитно-метаморфические купола на северо-востоке Сибири. Ст. 1. Геологическая история палеозойских и мезозойских куполов // Тихоокеанская геология. 1995. Т. 14. № 4. С. 102–115.
Геологическая карта СССР / Отв. ред. Л.М. Натапов, Е.П. Сурмилова. Масштаб 1 : 1 000 000 (новая серия). Лист R-53-(55) – Депутатский. Объяснительная записка / СПб.: ВСЕГЕИ, 1992. 105 с.
Государственная геологическая карта СССР м-ба 1 : 200 000. Серия Новосибирские о-ва. Листы S-53-XVI, XVII, XXII, XXIII; S-54-XIV, XV, XVII; S-54-XXIII, XXIV; S-54-XXVII, XXVIII; S-54-XXIX, XXX. Объяснительная записка. Составители: А.И. Самусин, К.Н. Белоусов. Ред. А.М. Иванова / М.: ВСЕГЕИ, 1982. 130 с.
Государственная геологическая карта Российской Федераци. Масштаб 1 : 1 000 000 (новая серия). Лист S-53-55 – Новосибирские о-ва. Объяснительная записка. Ред. В.И. Гинзбург / СПб.: ВСЕГЕИ, 1999. 208 с.
Гребенников А.В. Гранитоиды А-типа: проблемы диагностики, формирования и систематики // Геология и геофизика. 2014. Т. 55. № 9. С. 1356–1373.
Дорофеев В.К., Благовещенский М.Г., Смирнов А.Н., Ушаков В.И. Новосибирские о-ва. Геологическое строение и минерагения. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1999. 130 с.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР // М.: Наука, 1990. Т. 2. 327 с.
Казмин Ю.Б., Лобковский Л.И., Кононов М.В. Геодинамическая модель развития Амеразийского бассейна Арктики (к обоснованию принадлежности хребта Ломоносова, поднятия Менделеева и котловины Подводников к Российской материковой окраине) // Арктика: экология и экономика. 2014. № 4. С. 14–27.
Катков С.М., Стриклэнд А., Миллер Э.Л. О возрасте гранитных интрузий Анюйско-Чукотской складчатой системы // ДАН. 2007. Т. 414. № 2. С. 219–222.
Катков С.М. Миллер Э.Л., Торо Х. Структурные парагенезы и возраст деформаций западного сектора Анюйско-Чукотской складчатой системы (Северо-Восток Азии) // Геотектоника. 2010. № 5. С. 61–80.
Кораго Е.А., Столбов Н.М., Соболев Н.Н., Шманяк А.В. Магматические комплексы восточного сектора Российской Арктики. В сб.: 70 лет в Арктике, Антарктике и Мировом океане / В.Д. Каминский, Г.П. Аветисов, В.Л. Иванов (ред.). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2018. С. 101–127.
Лаверов Н.П., Лобковский Л.И., Кононов М.В., Добрецов Н.Л., Верниковский В.А., Соколов С.Д., Шипилов Э.В. Геодинамическая модель развития арктического бассейна и примыкающих территорий для мезозоя и кайнозоя, и внешняя граница континентального шельфа России // Геотектоника. 2013. № 1. С. 3–35.
Лучицкая М.В., Соколов С.Д., Бондаренко Г.Е., Катков С.М. Состав и геодинамическая обстановка гранитоидного магматизма Алярмаутского поднятия (Западная Чукотка) // Геохимия. 2010. № 9. С. 946–972.
Лучицкая М.В., Соколов С.Д., Вержбицкий В.Е., Ватрушкина Е.В., Ганелин А.В., Голионко Б.Г. Постколлизионные гранитоиды и апт-альбское растяжение в тектонической эволюции Чукотских мезозоид, Северо-Восток России // ДАН. Т. 484. № 3. С. 329–334.
Международная хроностратиграфическая шкала 2017. URL: http://www.stratigraphy.org/ICSchart/ ChronostratChart2017-02.pdf
Натальин Б.А. Раннемезозойские эвгеосинклинальные системы в северной части Циркум-Пацифики. М.: Наука, 1984. 136 с.
Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. Новосибирск, 1984. 192 с.
Ползуненков Г.О., Акинин В.В., Черепанова И.Ю. Новые данные о возрасте и составе Велиткенайского и Куэквуньского гранито-гнейсовых массивов (Арктическая Чукотка): приложение к разработке моделей гранитогенного оруденения. Золото Северного обрамления Пацифики / II Международн. горно-геол. форум, посвященный 110-летию со дня рождения Ю.А. Билибина / Тез. докл. горно-геол. конф. 3–5 сент. 2011 г., г. Магадан / Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2011. С. 170–171.
Прокопьев А.В., Борисенко А.С., Гамянин Г.Н., Павлова Г.Г., Фридовский В.Ю., Кондратьева Л.А., Анисимова Г.С., Трунилина В.А., Иванов А.И., Травин А.В., Королева О.В., Васильев Д.А., Пономанрчук А.В. Возрастные ограничения и тектоническая обстановка металлогенических и магматических событий в Верхояно-Колымской складчатой области // Геология и геофизика. 2018. Т. 59. С. 1237–1253.
Прохорова С.М., Иванов О.А. Оловоносные гранитоиды Яно-Индигирской низменности и связанные с ними россыпи. Л.: Недра, 1973.
Россыпные месторождения Ляховского оловоносного района / И.С. Грамберг, В.И. Ушаков (ред.). СПб.: ВНИИОкеангеология, 2001. 158 с.
Соколов С.Д., Тучкова М.И., Ганелин А.В., Бондаренко Г.Е., Лейер П. Тектоника Южно-Анюйской сутуры (Северо-Восток Азии) // Геотектоника. 2015. № 1. С. 5–30.
Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / Л.М. Парфенов, М.И. Кузьмин (ред.). М.: МАИК “Наука/Интерпериодика”, 2001. 571 с.
Тихомиров П.Л., Лучицкая М.В., Щац А.Л. Возраст гранитоидных плутонов Северной Чукотки: состояние проблемы и новые SHRIMP U‒Pb датировки цирконов // ДАН. 2011. Т. 440. № 4. С. 507–510.
Тихомиров П.Л., Прокофьев В.Ю., Калько И.А., Аплеталин А.В., Николаев Ю.Н., Кобаяси К., Накамура Э. Постколлизионный магматизм Западной Чукотки и раннемеловая тектоническая перестройка Северо-Востока Азии // Геотектоника. 2017. № 2. С. 32–54.
Тихомиров П.Л. Меловой окраинно-континентальный магматизм Северо-Востока Азии и вопросы генезиса крупнейших фанерозойских провинций кремнекислого вулканизма. Автореф. дис. … д. г.-м. н. М.: МГУ, 2018. 43 с.
Узюнкоян А.М., Лискевич Я.В., Фетхуллин И.А., Вишневская Р.И., Забуйский Л.И. Отчет о результатах геолого-съемочных работ (аэрофотогеологическое картирование) масштаба 1 : 000 000 в Чохчуро-Чокурдахской оловоносной зоне в 1976–1978 гг. на территории листов R-54-II-IV, IX, X; S-54-XXVII, XXVIII, XXXII-XXXIV. Багатай, 1979. 298 с.
Шарпенок Л.И., Костин А.Е., Кухаренко Е.А. TAS-диаграмма сумма щелочей – кремнезем для химической классификации и диагностики плутонических пород // Регион. геология и металлогения. 2013. № 56. С. 40–50.
Akinin V.V., Miller E.L., Gotlieb E., Polzunenkov G. Geochronology and geochemistry of Cretaceous magmatic rocks of Arctic Chukotka: an update of GEOCHRON2.0. Geophys. Res. Abstr. 2012. Vol. 14. EGU2012-3876.
Amato J.M., Wright J.E. Potassic mafic magtism in the Kigluaik gneiss dome, northern Alaska: a geochemical study of arc magmatism in an extensional tectonic setting // J. Geophys. Res. 1997. Vol. 102. № B4. P. 8065–8084.
Amato J.M., Wright J.E., Gans P.B., Miller E.L. Magmatically induced metamorphism and deformation in the Kigluaik gneiss dome, Seward Peninsula, Alaska // Tectonics. 1994. Vol. 13. № 3. P. 515–527.
Bering Strait Geologic Field Party, Koolen metamorphic complex, NE Russia: implications for the tectonic evolution of the Bering Strait region // Tectonics. 1997. Vol. 16. № 5. P. 713–729.
Chen J.-Y., Yang J.-H., Zhang J.-H., Sun J.-F., Wilde S.A. Petrogenesis of the Cretaceous Zhangzhou batholith in southeastern China: zircon U‒Pb age and Sr‒Nd‒Hf‒O isotopic evidence // Lithos. 2013. Vol. 162–163. P. 140–156.
Eby G.N. Chemical subdivision of the A-type granitoids: petrogenetic and tectonic implications // Geology. 1992. Vol. 20. P. 641–644.
Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., et al. A geochemical classification for granitic rocks // J. Petrol. 2001. Vol. 42. № 11. P. 2033–2048.
Gottlieb E.S., Pease V., Miller E.L., Akinin V.V. Neoproterozoic basement history of Wrangel Island and Arctic Chukotka: integrated insights from zircon U–Pb, O and Hf isotopic studies / V. Pease, B. Coakley (eds.). Circum-Arctic Lithosphere Evolution // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2017. Vol. 460. http://www.geolsoc. org.uk/permissions. Publishing disclaimer: www. geolsoc. org.uk/pub_ethics
Kuzmichev A.B. Where does the South Anyui suture go in the New Siberian islands and Laptev Sea?: implications for the Amerasia basin origin // Tectonophysics. 2009. Vol. 463. P. 86–108.
Layer P.W., Newberry R., Fujita K., Parfenov L., Trunilina V., Bakharev A. Tectonic setting of the plutonic belts of Yakutia, northeast Russia, based on 40Ar/39Ar geochronology and trace element geochemistry // Geology. 2001. Vol. 29. № 2. P. 167–170.
Ludwig K.R. User’s manual for Isoplot 3.75. A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2012. № 5. 75 p.
Miller T.P. Contrasting rock suites of the Yukon-Koyukuj basin and the Ruby Geanticline, Alaska // J. Geophys. Res. 1989. Vol. 94. № B11. P. 15 969–15 987.
Miller E.L., Toro J., Gehrels G., Amato J.M., Prokopiev A., Tuchkova M.I., Akinin V.V., Dumitru T.A., Moore T.E., Cecile M.P. New Insights into Arctic paleogeography and tectonics from U–Pb detrital zircon geochronology // Tectonics. 2006. Vol. 25. TC3013.
Miller E.L., Katkov S.M., Strickland A. et al. Geochronology and thermochronology of Cretaceous plutons and metamorphic country rocks, Anyui-Chukotka fold belt, North East Arctic Russia // Stephan Mueller Spec. Publ. 2009. Ser. 4. P. 157–175.
Miller E.L., Verzhbitsky V.E. Structural studies near Peverk, Russia: implications for formation of the East Siberian Shelf and Makarov Basin of the Arctic Ocean // Stephan Mueller Spec. Publ. 2009. Ser. 4. P. 223–241.
Miller E.L., Meisling K.E., Akinin V.V., Brumley K., Coakley B.J., Gottlieb E.S., Hoiland C.W., O’Brien T.M., Soboleva A., Toro J. Circum-Arctic lithosphere evolution (CALE) Transect C: displacement of the Arctic Alaska-Chukotka microplate towards the Pacific during opening of the Amerasia basin of the Arctic / V. Pease, B. Coakley (eds.). Circum-Arctic Lithosphere Evolution // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2017. Vol. 460. www.geolsoc.org.uk/pub_ethics
Natal’in B., Amato J.M., Toro J., Wright J.E. Paleozoic rocks of northern Chukotka Peninsula, Russian Far East: implications for the tectonic of Arctic region // Tectonics. 1999. Vol. 18. Is. 4. P. 977–1003.
Nikishin A.M., Petrov E.I., Malyshev N.A, Ershova V.P. Rift systems of the Russian Eastern Arctic shelf and Arctic deep water basins: link between geological history and geodynamics // Geodynamics and Tectonophysics. 2017. Vol. 8. № 1. P. 11–43.
Pearce J.A. Sources and settings of granitic rocks // Episodes. 1996. Vol. 19. № 4. P. 120–125.
Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. Petrol. 1984. Vol. 25. № 4. P. 956–983.
Pease V., Miller E.L., Wyld S., Sokolov S., Akinin V., Wright J. U‒Pb zircon geochronology of Cretaceous arc magmatism in eastern Chukotka, northeast Russia, with implications for Pacific plate subduction and the opening of the Amerasia Basin / Pease V., Coakley B. (eds.). Circum-Arctic Lithosphere Evolution // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 2017. Vol. 460. P. 35–62.
Roeske S.M., McClelland W.C., Till A.B. Generation of the Ruby batholith, North-Central Alaska, by and Early Cretaceous short-lived voluminous intrusive event // Geol. Soc. Amer. Abstracts. 2013. Vol. 47. № 1. P. 1‒3.
Sokolov S.D., Bondarenko G.Ye., Morozov O.L., Shekhovtsov V.A., Glotov S.P., Ganelin A.V., Kravchenko-Berezhnoy I.R. The South Anyui Suture, NE Arctic Russia: facts and problems to solve. Tectonic Evolution of the Bering Shelf-Chukchi Sea-Arctic Margin and Adjacent Landmasses. Geol. Soc. Amer. Spec. Paper. 2002. Vol. 360. P. 209‒224.
Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Geol. Soc. London. Spec. Publ. 1989. Vol. 42. P. 313–345.
Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis // Contrib. Miner. Petrol. 1987. Vol. 95. Is. 4. P. 407–419.
Whilliams I.S. U‒Th‒Pb geochronology by ion microprobe // Reviews in Economic Geology. 1998. Vol. 7. P. 1–35.
Program “Spectra-Plus”. URL: https://a-geo.com/ catalog/survey-mobile.html. Accessed February 10, 2020.
Дополнительные материалы отсутствуют.