Геотектоника, 2021, № 5, стр. 73-97

Неопротерозойские гранитоиды и вулканиты кислого состава

В последние годы установлено, что неопротерозойские гранитоиды и, в меньшей степени, вулканиты кислого состава достаточно широко развиты в пределах фундамента микроплиты Арктическая Аляска–Чукотка: в хребте Брукс, на п-ове Сьюард Аляски, на Чукотке, о-ве Врангеля и Чукотском бордерленде (рис. 1, рис. 2) [1, 38, 40, 50]. Они представлены ортогнейсами или гранито-гнейсами и образуют изолированные блоки или пластины среди палеозойских пород или включены в метаморфические комплексы кристаллического фундамента микроплиты. Выходы фундамента наблюдаются на о-ве Врангеля (врангелевский комплекс) и в гранито-гнейсовых куполах Киглуаик, Бенделебен, Дарби п-ова Сьюард Аляски и Кооленьском, Нешканском, Велиткенайском Чукотки. Большинство датировок неопротерозойских метагранитоидов и метавулканитов кислого состава укладывается в интервал от 0.75 до 0.55 млрд лет, хотя имеются и более древние (рис. 3).

Рис. 1.

Контуры микроплиты Чукотка–Арктическая Аляска.

Рис. 2.

Тектоническая схема Северо-Востока Азии и Северной Аляски. 1 – Сибирский кратон; 2–8 – террейны: 2 – кратонные, 3 – пассивных окраин, 4 – существенно турбидитовые, 5 – островных дуг, 6 – островных дуг и задуговых бассейнов, 7 – аккреционных призм, 8 – офиолитовые и океанические; 9 – террейны хр. Брукс; 10 – бассейн Колвилл; 11–12 – перекрывающие комплексы: 11 – Охотско-Чукотский вулканогенный пояс, 12 – кайнозойские отложения; 13 – разрывные нарушения: а – разломы, б – надвиги

Рис. 3.

Тектоно-стратиграфические колонки, отражающие тектонические и магматические события в районах Восточной Арктики. Обозначены (звездочка) косвенные данные по более древнему, чем неопротерозойский, возрасту фундамента Арктическая Аляска–Чукотка. 1 – кристаллические комплексы фундамента микроплиты Арктическая Аляска–Чукотка; 2 – терригенные породы; 3 – карбонатные породы; 4 – вулканиты среднего состава; 5 – метавулканиты кислого состава; 6 – метавулканиты основного состава; 7 – гранитоиды; 8 – ортогнейсы, гранито-гнейсы; 9 – габбро; 10 – амфиболиты; 11 – метаультрамафиты

Хребет Брукс и п-ов Сьюард на Аляске. В хребте Брукс и на п-ове Сьюард на Аляске присутствуют ортогнейсы и метавулканиты кислого состава. Наиболее древними являются ортогнейсы Эрни Лейк, выявленные в южной части хребта Брукс, где имеют интрузивные контакты с мраморами неясного возраста. Ортогнейсы вместе с неопротерозойским обломочными и карбонатными толщами несогласно перекрываются мощной серией раннепалеозойских платформенных карбонатных отложений [46, 66–68]. Для ортогнейсов Эрни Лейк получены U–Pb оценки возраст кристаллизации их протолита 968 ± 5 млн лет, при этом для одного из ядер циркона в ортогнейсах получено значение 2714 ± 33 млн лет [38].

Самые древние метавулканиты кислого состава были выявлены в горах Бенделебен п-ова Сьюард, где они переслаиваются с метапелитовыми сланцами. Для метавулканитов получены U–Pb оценки возраста формирования протолита 868 ± ± 6 млн лет, для одного зерна получена оценка 1265 ± 29 млн лет [38, 39].

Гранитоиды и вулканиты кислого состава, имеющие возрасты в интервале 750–550 млн лет, распространены более широко (см. рис. 3). В горах Хаб Маунтин в западной части Центрального пояса хребта Брукс они с вместе палеозойскими осадочными и вулканическими породами участвуют в строении пакета тектонических пластин. Докембрийские образования здесь представлены в основном сланцами по породам основного состава и кварцитами, а также метагабброидами, прорванными в разной степени метаморфизованными гранитоидами и гранитными пегматитами, для которых получены U–Pb оценки возраста 742 ± 6 и 750 ± 6 млн лет [38, 55].

В ядре гранитно-метаморфического купола гор Киглуаик на п-ове Сьюард залегают ортогнейсы кислого состава и высокоградиентные метаморфические породы, для которых получены U–Pb оценки возраста 670 ± 5, 669 ± 5 [38] и в интервале от 687 ± 9 до 663 ± 7 млн лет [37, 72], соответственно. Предполагается, что протолитами ортогнейсов являются граниты, гранодиориты и тоналиты [48], в которых присутствуют деформированные ксенолиты гранатовых амфиболитов и хлорит-альбитовых сланцев размером до 40 см. Их протолитами могли быть мафические или осадочные породы.

В горах Киглуаик в юго-западной части п-ова Сьюард выявлены мощные тела ортогнейсов Томсон Крик, не имеющие четких соотношений с вмещающими метаосадочными породами. Однако данные по возрастам детритовых цирконов из обломочных пород позволяют предполагать, что обломочные породы несогласно перекрывали ортогнейсы. U–Pb оценки возраста формирования протолитов ортогнейсов Томсон Крик составляют 565–555 млн лет [38].

Полуостров Чукотка. На полуострове Чукотка неопротерозойские ортогнейсы распространены в пределах Кооленьского гранитно-метаморфического купола и в обрамлении Велиткенайского гранитоидного массива (см. рис. 3).

Ядро Кооленьского купола сложено породами амфиболитовой фации и окаймлено слабометаморфизованными палеозойскими и мезозойскими осадочными породами и вулканитами мелового возраста [8, 39, 67]. Метаморфические породы включают тела ортогнейсов, для которых получены U–Pb оценки возраста в интервале 650–580 млн лет [32, 37, 38, 67]. В одном из зерен циркона для ядра и каймы получены возрасты 1.8 млрд лет и 101 млн лет, соответственно [32]. Величины ԑHf в ортогнейсах Кооленьского купола находятся в интервале +7.5…+12 [50]. Во вмещающих мигматизированных парагнейсах U–Pb возраст лейкосомы составляет около 650–676 млн лет [38], для детритовых цирконов из парагнейсов получены оценки возраста в интервале 1.7–1.15 млрд лет [32, 38].

В обрамлении мелового Велиткенайского гранитоидного массива, расположенного в восточной части Куульского поднятия Западной Чукотки, присутствуют мигматизированные высокоградиентные метаморфические породы, которые объединяются в велиткенайский комплекс [50]. U–Pb оценка цирконов из кварц-полевошпатовых гнейсов этого комплекса составляет 661 ± 11 млн лет [50]. Лейкограниты, секущие гнейсовидные граниты приконтактовой части Велиткенайского массива с возрастом 105 млн лет, содержат включения гнейсов и ксеногенные цирконы с возрастами около 610 млн лет [29, 50, 63].

Остров Врангеля. Здесь неопротерозойские гранитоиды и кислые вулканиты входят в состав врангелевского комплекса, который обнажен в пределах субширотной полосы в центральной части острова от м. Флоренс до Мамонтовых и Центральных гор. В строении комплекса участвуют сильно дислоцированные метавулканические и метаосадочные породы с единичными линзами и пластами карбонатных пород, метаморфизованные в зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фациях [9, 11, 12, 16]. Среди них залегают пластовые тела гранитоидов мощностью от десятков сантиметров до 70–80 м, реже – дайки и мелкие штоки до 20 × 30 м [16]. Для этих пород получены оценки возраста кристаллизации в интервале 690–720 млн лет [20, 41, 50], часть популяции цирконов имеет унаследованные ядра с возрастами в интервале от 1000 до 2600 млн лет [20].

U–Pb датировки метавулканитов кислого состава из врангелевского комплекса составляют 633 млн лет (TIMS) [44], 594 ± 7, 599 ± 8 (SIMS) [26]. В работе [50] для метавулканита из врангелевского комплекса указана датировка 702 ± ± 4 (SIMS) млн лет, но не приведены данные о составе породы. Возраст базальтов, пространственно ассоциирующих с вулканитами кислого состава находится в интервале 500–600 млн лет (LA-ICP-MS) [24, 26]. Датирование цирконов (LA-ICP-MS) из цемента базальных конгломератов в основании верхнекаменноугольных отложений, перекрывающих базальты и вулканиты кислого состава, показало, что 87% зерен находятся в интервале от 517 до 715 млн лет, где они образуют максимумы 535 (6%), 586 (54%) и 667 (27%) млн лет. В интервале 1016–2362 (13%) млн лет цирконы не образуют возрастных пиков [24].

В работах [1, 34, 40, 71] приведены данные о драгировании магматических и метаморфических пород неопротерозойского возраста в районе Чукотского бордерленда, а также о ксенолитах пород фундамента в плиоцен-четвертичных базальтах о-ва Жохова архипелага Де Лонга.

Чукотский бордерленд. Представляет собой батиметрическое поднятие на шельфе Северной Аляски с континентальным типом земной коры [52]. Породы, драгированные с крутого эскарпа в центральной части Чукотского бордерленда представлены деформированными амфиболитами, гранат-содержащими мусковит-биотит-кварц-полевошпатовыми гнейсами и ортогнейсами с очками калиевого полевого шпата [40]. Большую часть объема полученного материала составляют гнейсы и амфиболиты, очковые ортогнейсы встречены в количестве 20 фрагментов.

Амфиболиты пересекаются сантиметровыми деформированными жилами кварцевого или кварц-полевошпатового состава. Амфиболиты содержат цирконы метаморфического генезиса с U–Pb средневзвешенными возрастами 508 ± 4 и 486 ± ± 20 млн лет. Возраст цирконов из секущей лейкократовой жилы составляет 489 ± 15 млн лет [40].

Гранат-содержащие мусковит-биотит-кварц-полевошпатовые гнейсы образовались по плутонической породе среднего состава [40]. Цирконы из гнейсов образуют три возрастных интервала: 480–545, 560–650 и 1000–1700 млн лет. Оценки возраста в интервале 560–650 млн лет интерпретируются как возрасты кристаллизации плутонического протолита гнейсов, из них средневзвешенные составляют 610 ± 24 и 580 ± 20 млн лет. Возрасты 480–545 млн лет получены по зернам метаморфического генезиса и отражают время метаморфического события, которое совпадает с метаморфизмом амфиболитов. Возраст в интервале 1000–1700 млн лет установлен по ядрам субидиоморфных зерен циркона и трактуется как унаследованный из осадочного протолита [40].

Средневзвешенные U–Pb возрасты очковых ортогнейсов составляют 430 ± 4 и 432 ± 4 млн лет и отражают возраст кристаллизации магматического протолита ортогнейсов. Возрасты ядер цирконов образуют кластеры 860–980, 1100–1450, 1650 и 1825 млн лет и интерпретируются как унаследованные из осадочного протолита [40].

Остров Жохова, архипелаг Де Лонга. По данным [34, 47] щелочные базальты о-ва Жохова содержат коровые ксенолиты плагиогранитогнейсов и песчаников. Конкордантные возрасты кристаллизации цирконов из протолита составляют 630–650 (U-Pb SIMS, [34]) или 568 ± 4, 602 ± 2, 533 ± 1, 578 ± 2 млн лет (U–Pb SIMS, [47]), средневзвешенные – 626 ± 9 и 638 ± 11 млн лет [36]. Часть цирконов содержит древние ядра с возрастом 1.47–1.88 млрд лет [34]. Конкордантные U–Pb возрасты цирконов из гранитоидов из глыб в развалах вблизи вулканических жерловин составляют интервал 552–602 (U–Pb SIMS, [17, 18]), интервал возраста гранитов из галек глыб конгломератов составляет 647 ± 5 млн лет.

Песчаники из ксенолитов содержат детритовые цирконы, по которым установлено, что возраст осадочных отложений не древнее перми и присутствие протерозойских цирконов, наиболее древние из которых имеют возраст 1.8 млрд лет. Отмечается сходство популяций детритовых цирконов с таковыми в пермских и триасовых отложениях Таймыра и Чукотки [34]. По данным [47] в популяции детритовых цирконов преобладают неопротерозойские цирконы с пиком 650 млн лет, а также присутствуют редкие палеопротерозойские и архейские цирконы и небольшое количество мезопротерозойских в интервале от 1350 до 1050 млн лет. Популяция детритовых цирконов из песчаника из глыб в развалах вблизи вулканических жерловин имеет неопротерозойские возрасты 547 ± 4 млн лет (60%), мезопротерозойские 1000–1100 млн лет (30%) и единичные зерна 1400, 1900, 2650, 2900 млн лет [17].

Девонские-раннекаменноугольные гранитоиды и вулканиты кислого состава

Девонские гранитоиды в пределах микроплиты Арктическая Аляска–Чукотка развиты в хребте Брукс, на п-ове Сьюард Аляски и на Чукотке [38, 39, 60, 81] (cм. рис. 3). Пояс средне-позднедевонских гранитоидов продолжается далее с территории Арктической Аляски на о-ва Элсмир и Аксель Хейберг Канадской Арктики [51, 76, 83].

Хр. Брукс и п-ов Сьюард западной оконечности п-ова Аляска. Девонский магматизм кислого состава Аляски охватывает временной интервал 395–359 млн лет (U–Pb TIMS, [38, 44, 73, 82]. В хр. Брукс магматические породы этого возраста представлены ортогнейсами гранитного состава и метариолитами. Ортогнейсы образуют тела протяженностью от 1 до 20 км, локально наблюдаются следы первичных интрузивных контактов с вмещающими породами с наличием скарнов [81].

По данным [35, 64] девонские метагранитоиды образуют пояс протяженностью 900 км, интрудируют протерозойские (?)–раннепалеозойские терригенные и карбонатные породы, метаморфизованные в зеленосланцевой-эпидот-амфиболитовой фации и содержат их ксенолиты. Одновозрастные метавулканиты кислого состава протягиваются параллельно на расстоянии 250 км в 10–30 км к югу.

На п-ове Сьюард девонские гнейсовидные граниты в горах Дарби и Кивалик имеют возраст 390 ± 4 и 391 ± 3 млн лет соответственно [37, 38], ассоциирующие с гранитами вулканиты кислого состава гор Кивалик имеют возраст 390 ± 6 млн лет [38].

Девонские магматиты не содержат унаследованных цирконов [38]. Исключение составляют только метавулканиты кислого состава гор Кивалик п-ова Сьюард 402 ± 5 млн лет и района Амблер хр. Брукс, возраст которых составляет 376–405 ± 3 млн лет [38, 60, 81, 82]. Кроме того, для цирконов из ортогнейсов Игикпак хр. Брукс построена дискордия с нижним пересечением 1375 млн лет [82].

Гранито-купольные структуры п-ова Чукотка. Позднедевонские–раннекаменноугольные гранитоиды приурочены к центральным частям Куульской, Куэквуньской и Кооленьской гранито-купольных структур Анюйско-Чукотской складчатой системы [4, 8, 39, 50, 67] (см. рис. 2).

Гранитоиды Киберовского массива в западной части Куульской структуры прорывают метатерригенные породы нижнего-среднего девона и терригенно-карбонатные породы верхнего девона. Нижне-среднекаменноугольные и пермо–триасовые комплексы со стратиграфическим несогласием и размывом залегают на верхнедевонских комплексах: в основании наблюдается горизонт конгломератов, в том числе – с галькой гранитов, сопоставимых с гранитами Киберовского массива.

Киберовский массив сложен гранодиоритами, гранитами, в меньшей степени лейкогранитами, аляскитами, субщелочными гранитами. Гранитоиды из гальки конгломератов в основании нижнекаменноугольных отложений представлены гранодиоритами и гранитами.

В центре Куэквуньской структуры выходят метаморфизованные карбонатно-терригенные породы девона–среднего карбона, в юго-восточной части прорванные гранитоидным массивом. В обрамлении массива присутствуют маломощные (до нескольких десятков метров) тела гранитоидов, превращенных в очковые гнейсы.

Гранитоиды Киберовского и гранито-гнейсы Куэквуньского массивов, а также гранитоиды из гальки конгломератов в основании каменноугольных отложений имеют раннекаменноугольный (351–359 млн лет) или позднедевонский (362 ± 4, 364 ± 6 млн лет) (TIMS, SIMS, LA-ICP-MS, [20, 38, 58]).

В ядре Кооленьского купола Восточной Чукотки среди высокометаморфизованных пород помимо неопротерозойских присутствуют ортогнейсы девонского возраста: 370 ± 1 и 375 ± 1 млн лет, U–Pb TIMS [68]. В работе [39] приведена U–Pb SIMS оценка возраста метаультрамафитовой породы из купола Коолень 385 ± 20 млн лет [31].

Среди высокометаморфизованных пород Велиткенайского купола также помимо неопротерозойских, присутствуют ортогнейсы девонского возраста – 363 ± 44 млн лет (U–Pb, SIMS, [38]). Цирконы из ортогнейсов имеют каймы с возрастом 101 млн лет.

Раннемеловые гранитоиды

Гранитоидные плутоны Анюйско-Чукотской складчатой системы интрудируют складчатые осадочные комплексы девона–карбона, поздней перми–триаса, а также в разной степени деформированные отложения позднеюрско–раннемеловых бассейнов.

Алярмаутская гранито-купольная структура. Гранитоиды Алярмаутской структуры и ее обрамления прорывают метатерригенные породы и мраморизованные известняки верхнего девона – нижнего карбона и терригенные отложения триаса [25]. U–Pb SIMS возраст гранитоидов составляет 117–112 млн лет [13, 62]. Имеются унаследованные ядра цирконов с возрастом 717, 1070 и 1582 млн лет из вмещающих терригенных пород палеозойского возраста или из пород фундамента [13].

Кооленьская и Куульская гранито-купольные структуры. Меловые гранитоиды данных структур являются более молодыми, чем гранитоиды Алярмаутской структуры. Так, в Кооленьском куполе U–Pb возрасты гранитоидов составляют 108, 104 и 94 млн лет [39]. В Велиткенайском массиве в восточной части Куульской структуры, кварцевые монцодиориты и рассланцованные граниты краевых частей массива имеют U–Pb SIMS возраст 105 ± 1 млн лет, лейкограниты внутренних частей имеют возраст 102 ± 4 [29, 33, 50] и 101 млн лет [3].

Купола Киглуаик п-ова Сьюард на п-ове Аляска. К центральной части гранитно-метаморфического купола Киглуаик п-ова Сьюард Аляски приурочен меловой плутон Киглуаик, который занимает площадь ~100 км². Вмещающие плутон метаморфические породы содержат конкордантные тела ортогнейсов мелового возраста мощностью ~15 м. U–Pb SIMS возрасты плутона Киглуаик составляют 92 ± 2 млн лет, возрасты ортогнейсов составляют ~105 и 110 ± 5 млн лет [36].

По данным [36] корневая зона плутона состоит из диоритов, кварцевых монцодиоритов, тоналитов и гранодиоритов и биотитовых гранитов кровельной части. Дискордантные соотношения плутона с вмещающими породами и отсутствие сланцеватости в магматических породах свидетельствуют о его пост-тектонической позиции, однако отсутствие закалок и очень незначительный объем контактовых изменений позволяют предполагать, что он внедрялся непосредственно после пика метаморфизма вмещающих пород.

Тытельвеемская и Мангазейская наложенные впадины п-ова Чукотка. Гранитоиды аптского возраста описаны в Тытельвеемской и Мангазейской наложенных впадинах Чукотки, выполненных терригенными толщами в основании и вулканитами аптского и апт-альбского возраста мощностью до 2.5 и 2.3 км соответственно [19]. Для вулканитов Тытельвеемской впадины получены новые U–Pb SIMS цифры возраста 121 ± 3 и 118 ± 2 млн лет. Они характеризуются бимодальным распределением по кремнекислотности и представлены андезитами и трахиандезитами с подчиненным количеством дацитов, трахидацитов и риолитами. Вулканиты прорваны малыми интрузивными телами кварцевых диоритов и граносиенитами Илирнейского массива. Вулканиты Мангазейской впадины отличаются более основным составом и представлены базальтами и андезитами, которые прорываются небольшими телами, варьирующими по составу от габбро-диоритов до грано- и монцодиоритов [29]. Изохронный Rb–Sr возраст одного из таких интрузивов составляет 117 ± 12 млн лет [14].

Чаунская складчатая зона. Гранитоидные массивы Чаунской складчатой зоны представлены как батолитами площадью до 2000 км², так и более мелкими штокообразными массивами. Они интрудируют складчатые осадочные комплексы девона–карбона, поздней перми–триаса и осадочные толщи синколлизионных позднеюрско-раннемеловых бассейнов. Вулканиты Охотско-Чукотского вулканического пояса налегают на частично эродированные плутоны Чаунской зоны, поэтому гранитоиды рассматривались как продукты магматизма, предшествующего началу активности пояса и относились к чукотскому (тауреранскому) раннемеловому комплексу [10, 22, 29].

Гранитоиды имеют секущие контакты с вмещающими породами, с ореолами роговиков и контролируются структурами как северо-западного, так и северо-восточного направления [29]. Они представлены гранитами, гранодиоритами, граносиенитами, кварцевыми монцодиоритами. U–Pb SIMS возраст большей части гранитоидов Чаунской зоны относится к интервалу 112–104 млн лет [3, 21, 29, 33, 63].

Апт–альбские гранитоиды также распространены и на территории Арктической Аляски в районе бассейна Юкон-Коюкук и террейна Руби [64, 65]. В пределах бассейна Юкон-Коюкук выделяется Западный пояс плутонов с возрастом 113–99 млн лет, террейна Руби – серия гранитных плутонов с возрастом 112–96 млн лет [64].

Плутоны Западного пояса представлены сиенитами, монцонитами, кварцевыми монцонитами и лейкогранитами, которые прорывают вулканиты андезитового состава неокомского возраста. Биотитовые граниты террейна Руби прорывают как метаморфизованные в зеленосланцевой фации докембрийские и палеозойские терригенные и карбонатные породы террейна Руби, так и серию тектонических пластин, сложенных позднепалеозойскими–юрскими базит-ультрабазитовыми и вулканогенно-кремнистыми комплексами смежного террейна Ангаючам [65].

Помимо рассмотренных выше раннемеловых (апт-альбских) гранитоидов Западной Чукотки, на Восточной Чукотке установлены раннемеловые гранитоиды, формировавшиеся в надсубдукционных условиях до начала активности Охотско-Чукотского вулканического пояса [21, 76].

Гранитоиды изучены в районе бухт Провидения и Румилет Восточной Чукотки. Они прорывают метаморфические породы фундамента и девона–нижнего карбона и перекрываются апт-альбской этелькуюмской свитой, базальные горизонты которой содержат обломки этих гранитов. Гранитоиды имеют U–Pb SIMS возраст: 119–122 и 131–136 млн лет [21, 76].

Неопротерозойские гранитоиды и вулканиты кислого состава

Хребет Брукс. Ортогнейсы Эрни Лейк имеют гранитный состав [68]. Первичные отношения изотопов стронция в двух образцах этих ортогнейсов составляют 0.758 и 0.677; εNd – –6.8, –5.4; Nd модельный возраст – 1.63 и 1.51 млрд лет [38].

Метагранитоиды Хаб Маунтин преимущественно имеют содержания SiO₂ от 75.7 до 77.1% и относятся к нормально- и умеренно-щелочным лейкогранитам (рис. 4, а), метагабброиды имеют содержания SiO₂ от 48.3 до 50.5%. Ортогнейсы относятся преимущественно к железистым, известково-щелочным и перглиноземистым образованиям (см. рис. 3, б–г). Редкоэлементный состав гранитов позволяет относить их к внутриплитному типу или к гранитам А-типа (рис. 5а, б). Величины εNd ортогнейсов Хаб Манутин находятся в интервале от –1.1 до –1.5, Nd модельный возраст составляет 1.46–1.49 млрд лет [38] (рис. 6).

Рис. 4.

Диаграммы TAS (а), по [30]; Fe_tot/(Fe_tot + MgO)–SiO₂ (б); Na₂O + K₂O–CaO–SiO₂ (в); ASI–SiO₂ для неопротерозойских гранитоидов (г), по [49]. На (а): поля составов: 1 – низкощелочные габбро, 2 – низкощелочные габбро-диориты, 3 – низкощелочные диориты, 4 – низкощелочные кварцевые диориты, 5 – низкощелочные гранодиориты, 6 – низкощелочные граниты, 7 – низкощелочные лейкограниты, 8 – габбро, 9 – габбро-диориты, 10 – диориты, 11 – кварцевые диориты, гранодиориты, 12 – гранодиориты, 13 – граниты, 14 – лейкограниты, 15 – монцогаббро, 16 – монцогаббро-диориты, 17 – монцодиориты, 18 – монцониты, 19 – граносиениты, 20 – умеренно-щелочные граниты, 21 – умеренно-щелочные лейкограниты, 22 – сиениты, 23 – щелочные граниты, 24 – щелочные лейкограниты, 25 – щелочные сиениты, 26 – фоидовые сиениты. 1–4 – ортогнейсы п-ова Сьюард, Аляска [38, 48]: 1 – Кейп Ном, 2 – Салмон Лейк, 3 – гор Кивалик, 4 – Томсон Крик; 5 – метавулканиты кислого состава гор Бенделебен, п-ов Сьюард; 6 – ортогнейсы Хаб Маунтин, хр. Брукс, Аляска; 7 – метагранитоиды врангелевского комплекса о-ва Врангеля; 8 – метариолиты врангелевского комплекса о-ва Врангеля; 9 – ортогнейсы купола Коолень, Восточная Чукотка [38]

Рис. 5.

Диаграммы для неопротерозойских гранитоидов: FeO*/MgO–Zr + Nb + Ce + Y, по [86] (а); Rb–Y + Nb, по [74] (б); Nb/Y–Y + Nb, по [87] (в). (а) – граниты: OGT – нефракционированные M-, I- и S-типов, FG – фракционированные, A – А-типа; (б) – граниты: slab failure – происхождение связано с моментом отрыва части океанической плиты после аккреции энсиматических дуг к континентальной окраине, по [87], arc – островодужные, A-type – А-типа; (в) – граниты: syn-COLG – синколлизионные, VAG – вулканических дуг, WPG – внутриплитных, ORG – океанических хребтов, post-COLG – постколлизионные. 1–4 – ортогнейсы п-ова Сьюард, Аляска [38, 48]: 1 – Кейп Ном, 2 – Салмон Лейк, 3 – гор Кивалик, 4 – Томсон Крик; 5 – метавулканиты кислого состава гор Бенделебен, п-ов Сьюард; 6 – ортогнейсы Хаб Маунтин, хр. Брукс, Аляска; 7 – метагранитоиды врангелевского комплекса о-ва Врангеля; 8 – метариолиты врангелевского комплекса о-ва Врангеля; 9 – ортогнейсы купола Коолень, Восточная Чукотка, по [38]

Рис. 6.

Диаграмма εNd–возраст (млн лет) для валовых составов неопротерозойских, девонско–раннекаменноугольных и раннемеловых гранитоидов Восточной Арктики. Обозначено: DM – деплетированная мантия, CHUR – однородный хондритовый резервуар. Неопротерозойские ортогнейсы и метавулканиты: 1–4 –ортогнейсы п-ова Сьюард, Аляска, по [38]: 1 – Кейп Ном, 2 – Салмон Лейк, 3 – гор Кивалик, 4 – Томсон Крик; 5 – габбро Томсон Крик; 6 – гор Киглуаик; 7 – метавулканиты кислого состава гор Бенделебен (п-ов Сьюард); 8 – ортогнейсы Эрни Лейк (хр. Брукс, Аляска); 9 – ортогнейсы Хаб Маунтин (хр. Брук, Аляска); 10 – метагранитоиды врангелевского комплекса о-ва Врангеля; 11 – метариолиты врангелевского комплекса о-ва Врангеля; 12 – ортогнейсы Чукотского бордерленда, по [40]; Девонско–раннекаменноугольные ортогнейсы и гранитоиды: 13 – ортогнейсы хр. Брукс, по [68]; 14 – купол Коолень (п-ов Чукотка), по [38]; 15 – гранитоиды Киберовского массива, Куульское поднятие (п-ов Чукотка); 16 – галька гранитов в основании раннекаменноугольных отложений, мыс Кибера (Куульское поднятие, п-ов Чукотка); 17 – ортогнейсы Куэквуньского поднятия (п-ов Чукотка); Раннемеловые гранитоиды: 18 – Алярмаутского поднятия (п-ов Чукотка); 19 – Чаунской складчатой зоны, по [29]; 20 – купола Киглаик (п-ов Сьюард, по [38]); 21 – о-ва Св. Лаврентия; 22 – плутона Ткачен (Восточная Чукотка, по [21, 76])

Полуостров Сьюард. По химическому составу метавулканиты гор Бенделебен относятся к риолитам (трахириолитам) [30] (см. рис. 4, а); по классификации [49] – к железистым образованиям по индексу железистости, известково-щелочным либо щелочно-известковистым по индексу MALI и перглиноземистым образованиям по индексу ASI [38] (см. рис. 4, б–г). На диаграмме Rb–Y + Nb [74] точка состава расположена на границе полей гранитов синколлизионных и вулканических дуг, а на диаграммах FeO*/MgO–Zr + Nb + + Ce + Y [86] и Nb/Y–Y + Nb [87] – в поле гранитов А-типа (см. рис. 5, а, б). Величина εNd в метавулканитах составляет +0.14 (см. рис. 6); Nd модельный возраст 1.38 млрд лет.

Ортогнейсы Кейп Ном имеют содержания SiO₂ от 73.8 до 75.6% и соответствуют нормально-щелочным гранитам и умеренно-щелочным лейкогранитам (см. рис. 4, а). Они являются магнезиальными, известково-щелочными, умеренно- и перглиноземистыми образованиями (см. рис. 4, б–г). Величина первичных отношений изотопов стронция для ортогнейсов 0.707, εNd от –4 до –2.5, Nd модельный возраст 1.47 млрд лет [37, 38] (см. рис. 6).

Ортогнейсы из р-на Салмон Лейк гор Киглуаик имеют содержания SiO₂ от 70.5 до 79.7% [48] и по химическому составу соответствуют гранодиоритам, нормально-щелочным гранитам и умеренно-щелочным лейкогранитам (см. рис. 4, а). Они являются как магнезиальными, так и железистыми, известково-щелочными, умеренно- и перглиноземистыми породами (см. рис. 4, б–г). Ортогнейсы имеют величины εNd – –2.7 и –4.0, Nd модельный возраст– 1.37 и 1.39 млрд лет соответственно [38] (см. рис. 4).

Ортогнейсы Томсон Крик имеют содержания SiO₂ от 56 до 76% и по химическому составу соответствуют широкому ряду пород от монцодиоритов до низкощелочных гранодиоритов, нормально- и умеренно-щелочных гранитов и умеренно-щелочных лейкогранитов (см. рис. 4, а). Они являются магнезиальными, известковыми, известково-щелочными, щелочно-известковыми и преимущественно метаглиноземистыми образованиями (см. рис. 4, б–г). Величина первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr варьирует от 0.705 до 0.712; εNd – от –2.73 до 1.43; Nd модельного возраста – от 0.95 до 1.36 млрд лет (один образец – 1.9 млрд лет [41] (см. рис. 6). Для габбро эти величины составляют 0.7057, +5.8 и 680 млн лет соответственно.

Купол Коолень полуострова Чукотка. Ортогнейсы купола Коолень по химическому составу соответствует низкощелочному лейкограниту (см. рис. 4, а) и относятся к магнезиальным, известковым и умеренно-глиноземистым гранитоидам (см. рис. 4, б–г).

Остров Врангеля. Гранитоиды имеют содержания SiO₂ от 66 до 77% и по химическому составу соответствуют граносиенитам, гранодиоритам, нормально-и умеренно-щелочным лейкогранитам (см. рис. 4, а). Они являются магнезиальными, известково-щелочными и щелочно-известковыми, перглиноземистыми образованиями (см. рис. 4, б–г). Для гранитоидов характерны отрицательные величины εNd(Т) в интервале от ‒2.97 до –4.46 (см. рис. 6) и мезо-палеопротерозойские модельные возрасты (1.56–1.99).

Вулканиты кислого состава имеют содержания SiO₂ от 73 до 77% и по химическому составу соответствуют риолитам (см. рис. 4, а). По редкоэлементному составу они соответствуют гранитам А-типа или внутриплитным (см. рис. 5). Вулканиты имеют умеренные положительные величины εNd(Т) (+1.21; +1.1) (см. рис. 6) и мезопротерозойские модельные возрасты (1.12, 1.23 млрд лет). Вулканиты основного состава соответствуют базальтам и андезибазальтам. По геохимическим характеристикам они сходны с базальтами траппов Норильской мульды. Высокие значения Gd/Yb в базальтах отражает происхождение пород из глубинных мантийных источников, а низкие концентрации Nb и Ta, высокие значения La/Sm отношения указывают на коровую контаминацию [24].

Чукотский бордерленд. Ортогнейсы имеют содержания SiO₂ 65–67%, Na₂O 3.4–3.8%, K₂O/Na₂O = = 1.0–1.4 и по химическому составу соответствуют монцогранитам и гранодиоритам [40]. Спайдерграммы ортогнейсов характеризуются обогащением крупноионными литофильными (КИЛ) элементами относительно высокозарядных (ВЗЭ), отрицательными Nb, Ta, Ti аномалиями, что отвечает надсубдукционным характеристикам. Величина εNd в ортогнейсах составляет –4.8, а первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr равны 0.707.

Девонские-раннекаменноугольные гранитоиды и вулканиты кислого состава

Хребет Брукс и п-ов Сьюард п-ова Аляска. Девонские метагранитоиды хр. Брукс имеют содержания SiO₂ от 69 до 78% и по химическому составу относятся к нормально- и умеренно-щелочным лейкогранитам (рис. 7, а). По классификации [49] они являются железистыми, известково-щелочными, мета- и умеренно-глиноземистыми образованиями (рис. 6, б–г). Величина εNd в ортогнейсах составляет [68] (см. рис. 6) от –6.5 до 2.4, а модельные возрасты 0.8–1.6 млрд лет. Для метагранитоидов характерны высокие первичные отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.714 ± 0.003 [68].

Рис. 7.

Диаграммы для девонско-раннекаменноугольных гранитоидов: TAS (а); Fe_tot/(Fe_tot + MgO)–SiO₂ (б); Na₂O + + K₂O–CaO–SiO₂ (в); ASI–SiO₂ (г). 1–2 – ортогнейсы: 1 – хр. Брукс, по [68], 2 – купола Коолень (п-ов Чукотка, по [67]); 3 – гранитоиды Киберовского массива (Куульское поднятие, п-ов Чукотка); 4 – галька гранитов в основании раннекаменноугольных отложений (мыс Кибера, Куульское поднятие, п-ов Чукотка); 5 – ортогнейсы Куэквуньского поднятия (п-ов Чукотка)

Метавулканиты района Амблер представлены субщелочными метаандезитами, метариолитами с высокими концентрациями тяжелых РЗЭ и метабазальтами с низкими концентрациями РЗЭ и ВЗЭ элементов [79]. Величина εNd метавулканита кислого состава равна 0.6, модельный возраст составляет 1.0 млрд лет [68].

Гранито-купольные структуры п-ова Чукотка. Гранитоиды Киберовского и гранито-гнейсы Куэквуньского массива Куульской и Куэквуньской структур характеризуются содержаниями SiO₂ 67–79, 56–76 мас. % соответственно (см. рис. 7, а). Породы Киберовского массива относятся преимущественно к магнезиальным, известково-щелочным, мета- и перглиноземистым образованиям (см. рис. 7, б–г). В составе гранито-гнейсов Куэквуньского массива выделяются как магнезиальные, так и железистые разновидности, они являются щелочно-известковистыми и известково-щелочными, мета- и умеренно-глиноземистыми образованиями (см. рис. 7, б–г). Гранитоиды из гальки являются магнезиальными, известковыми и известково-щелочными, метаглиноземистыми образованиями (см. рис. 7, б–г). По редкоэлементному составу гранитоиды Киберовского массива и гранитоиды из гальки близки к гранитам I-типа, а гранито-гнейсы Куэквуньского массива – к гранитам I- и А-типов (рис. 8, а, б).

Рис. 8.

Диаграммы для девонско-раннекаменноугольных гранитоидов: FeO*/MgO–Zr + Nb + Ce + Y (а), Rb–Y + Nb (б); Nb/Y–Y + Nb (в); Rb–Y + Nb (г). 1–2 – ортогнейсы: 1 – хр. Брукс, по [68], 2 – купола Коолень (п-ов Чукотка, по [67]); 3 – гранитоиды Киберовского массива (Куульское поднятие, п-ов Чукотка); 4 – галька гранитов в основании раннекаменноугольных отложений (мыс Кибера, Куульское поднятие, п-ов Чукотка); 5 – ортогнейсы Куэквуньского поднятия (п-ов Чукотка)

Гранитоиды и гранито-гнейсы имеют узкий интервал величин εNd от –0.95 до –2.83 (см. рис. 6). Nd модельные, одностадийные и двустадийные, возрасты гранитоидов, гранито-гнейсов и гранитов из гальки достаточно близки и соответствуют интервалам 1034–1148 и 1203–1300 млн лет, что отвечает мезопротерозою. Гранитоиды Киберовского массива и гранито-гнейсы Куэквуньского массива имеют сравнительно высокие величины начального отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в интервале от 0.705889 до 0.707845.

Величины εHf в цирконах из гранитов Киберовского массива варьируют от +16.7 до –5.2, в цирконах из гранитов гальки – от +16.7 до +6.5. Hf модельные одностадийные возрасты (Т_DM) для цирконов из гранитов Киберовского массива и гальки обнаруживают практически одинаковый разброс, совпадающий с возрастом гранитов – от 300 до 740 и до 720 млн лет, соответственно. Максимальные двустадийные модельные возрасты (Т_DMС) различаются – 1.57 и 0.88 млрд лет соответственно.

Девонские ортогнейсы купола Коолень характеризуются содержаниями SiO₂ 60.37; 64.02 мас. %, по химическому составу соответствуют монцониту и граносиениту (см. рис. 7, а). Они являются магнезиальными, щелочно-известковыми и метаглиноземистыми образованиями (см. рис. 7, б–г), по редкоэлементному составу соответствуют гранитам А-типа или постколлизионным гранитам [74] (см. рис. 8, а, в). Величины начального отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr для обоих образцов ортогнейсов составляют 0.706, величины εNd составляют 0.2 и –0.3 [68] (рис. 6).

Раннемеловые гранитоиды

Алярмаутская гранито-купольная структура. Гранитоиды характеризуются содержаниями SiO₂ 59–71 мас. % и по химическому составу соответствуют низкощелочным диоритам, монцонитам, кварцевым диоритам, гранодиоритам, гранитам, умеренно-щелочным гранитам и умеренно-щелочным лейогранитам (см. рис. 9, а). Они относятся к магнезиальным, известково-щелочным и щелочно-известковым, метаглиноземистым, частично умеренно-глиноземистым, образованиям (см. рис. 9, б–г). По редкоэлементному составу гранитоиды соответствуют как нефракционированным гранитам I- и S-типа, так и гранитам А-типа или постколлизионным гранитам (рис. 10, а, в).

Рис. 9.

Диаграммы для раннемеловых гранитоидов: TAS (а); Fe_tot/(Fe_tot + MgO)–SiO₂ (б); Na₂O + K₂O–CaO–SiO₂ (в); ASI–SiO₂ (г). 1–9 – гранитоиды: 1 – Алярмаутского поднятия (п-ов Чукотка), 2 – Тытельвеемской впадины (п-ов Чукотка, по [29]); 3 – Чаунской складчатой зоны (по [29]), 4 – купола Киглаик (п-ов Сьюард), 5 – о-ва Св. Лаврентия (по [36]), 6 – Велиткенайского массива велиткенайской гранито-купольной структуры (по [6, 7]), 7 – плутона Ткачен (Восточная Чукотка, по [21, 76]), 8 – террейна Руби (Аляска, по [64]), 9 ‒ бассейна Юкон-Коюкук (Аляска, по [64]); 10 ‒ вулканиты Тытельвеемской впадины (по [29])

Рис. 10.

Диаграммы для раннемеловых гранитоидов: FeO*/MgO–Zr + Nb + Ce + Y (а); Rb–Y + Nb (б); Nb/Y–Y + Nb (в), Rb–Y + Nb (г). 1–6 – гранитоиды: 1 – Алярмаутского поднятия (п-ов Чукотка), 2 – Тытельвеемской впадины (Чукотка, по [29]); 3 – Чаунской складчатой зоны (по [29]), 4 – купола Киглаик (п-ов Сьюард), 5 – о-ва Св. Лаврентия (по [36]), 6 – плутона Ткачен (Восточная Чукотка, по [21, 76]); 7 – вулканиты Тытельвеемской впадины (по [29])

Гранитоиды имеют величины εNd от –2.32 до –3.39 (см. рис. 5), высокие величины первичного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr от 0.708563 до 0.711779 и Nd модельные одностадийные возрасты в интервале 1013–2140 млн лет, что отвечает мезо-палеопротерозою.

Куульская гранито-купольная структура. Для гранитоидов Велиткенайского массива восточной части структуры характерны содержания SiO₂ 60–75% [3, 7], по химическому составу они соответствуют монцонитам, кварцевым диоритам, граносиентитам, гранодиоритам, гранитам, умеренно-щелочным гранитам, лейкогранитам, умеренно-щелочным лейкогранитам (см. рис. 9, а) и являются как магнезиальными, так и железистыми, известково-щелочными и щелочно-известковыми, мета- и перглиноземистыми образованиями (см. рис. 9, б–г). Гранитоиды имеют относительно высокие изотопные отношения Sr и Nd, характерные для коровых магм с высокой долей ассимиляции и Nd модельные возрасты от 1.8 до 1.0 млрд лет [3].

Купол Киглуаик п-ова Сьюард на п-ове Аляска. Для пород корневой зоны плутона Киглуаик характерны содержания SiO₂ в интервале 52–60%, пород кровельной части – 73–77%, ортогнейсов – 58% и 75%. По химическому составу породы плутона Киглуаик относятся к монцодиоритам, монцонитам, умеренно-щелочным лейкогранитам (см. рис. 9, а). Породы плутона Киглуаик являются как магнезиальными (корневая зона), так и железистыми (кровельная зона), известково-щелочными и щелочно-известковистыми, мета- (корневая зона) и перглиноземистыми (кровельная зона) образованиями (см. рис. 9, б–г). Редкоэлементный состав пород плутона Киглуаик сходен как с фракционированными гранитами I- и S-типов, так и с гранитами А-типа или постколлизионными гранитами (см. рис. 10).

Величины εNd и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в породах корневой и кровельной части плутона Киглуаик составляют от 0 до –2.5; 0.706–0.708 и от –2.8 до –1.8; 0.707–0.708 соответственно [36]. Ортогнейсы и метаосадочные породы имеют широкий интервал отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr от 0.713 до более 0.800 и более низкие величины εNd от –4 до –7 [36].

Тытельвеемская и Мангазейская наложенные впадины п-ова Чукотка. По данным [29] кварцевые диориты малых интрузивных тел Тытыльвеемской впадины по составу идентичны андезитам той же структуры, а граносиениты Илирнейского массива, напротив, не имеют ясно выраженных изверженных аналогов. Специфическими особенностями граносиенитов Илирнейского массива являются повышенные общая щелочность (при умеренном калий-натровом отношении) и содержания Al₂O₃ при пониженных Fe₂O₃ и MgO. Кварцевые диориты малых интрузивных тел сходны с андезитами по содержаниям элементов-примесей. Граносиениты Илирнейского массива по геохимическим характеристикам ближе к риолитам Тытыльвеемской структуры. Они отличаются повышенными концентрациями всех несовместимых литофильных элементов, а также сравнительно слабо выраженными минимумами содержаний Eu и Ba [29].

Гранитоиды Тытельвеемской впадины характеризуются содержаниями SiO₂ 55–77 мас. %, по химическому составу соответствуют монцодиоритам, монцонитам, граносиенитам, лейкогранитам и низкощелочным лейкогранитам (см. рис. 9, а). Гранитоиды относятся к магнезиальным и железистым, известковым, известково-щелочным и щелочно-известковым, мета- и перглиноземистым образованиям см. (см. рис. 9, б–г). По редкоэлементному составу гранитоиды соответствуют гранитам I- и S-типа или гранитам вулканических дуг (см. рис. 10, а, в).

Чаунская складчатая зона. По данным [29] гранитоиды Чаунской зоны по содержаниям петрогенных элементов близки к вулканитам Центрально-Чукотского и Анадырского сегментов Охотско-Чукотского вулканического пояса. Отмечается геохимическое сходство гранитоидов и вулканитов шошонит-латитового ряда этчикуньской свиты, предшествующей формированию Охотско-Чукотского вулканического пояса [29, 59].

Гранитоиды Чаунской зоны по данным авторов статьи характеризуются содержаниями SiO₂ 60–76 мас. %, по химическому составу соответствуют граносиенитам, гранитам, умеренно-щелочным гранитам, реже – кварцевым диоритам, монцонитам, лейкогранитам (см. рис. 9, а). Они относятся к магнезиальным, известково-щелочным и щелочно-известковым, редко щелочным, мета- и перглиноземистым образованиям (см. рис. 9, б–г). По редкоэлементному составу гранитоиды соответствуют гранитам I- и S-типа и гранитам А-типа (см. рис. 10А). На диаграмме Rb–Y + Nb точки составов гранитоидов сосредоточены в области постколлизионных гранитов (см. рис. 10, в). Величина εNd в гранитоидах из различных массивов Чаунской зоны составляет от ‒5.1 до –9.57 (см. рис. 6), Nd одностадийный модельный возраст – от 1217 до 1801 млн лет, двустадийный – от 1258 до 1717 млн лет.

Бассейн Юкон-Коюкук и террейн Руби п-ова Аляска. По химическому составу гранитоиды Западного пояса бассейна Юкон-Коюкук являются преимущественно железистыми и щелочными образованиями, что сближает их с гранитами А-типа; террейна Руби – высококремнеземистыми, как магнезиальными, так и железистыми, известково-щелочными и щелочно-известковыми, перглиноземистыми образованиями, отвечающими гранитам S-типа (см. рис. 9).

Восточная Чукотка. Гранитоиды в районе бухт Провидения и Румилет характеризуются содержаниями SiO₂ 62–75 мас. %, по химическому составу соответствуют кварцевым диоритам, гранодиоритам, гранитам, лейкогранитам (см. рис. 9, а). Они относятся преимущественно к магнезиальным, известковым, известково-щелочным и щелочно-известковым, метаглиноземистым образованиям (см. рис. 9, б–г). По редкоэлементному составу гранитоиды соответствуют гранитам I- и S-типа и гранитам вулканических дуг (см. рис. 10, а, в).

Величина εNd в гранитоидах составляет от –2.2 до 0.11 (см. рис. 6), одностадийный (t_DM1) модельный возраст составляет 779, 1071, двустадийный (t_DM2) составляет 935, 1117 млн лет. Величины начального отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr находятся в интервале от 0.70561–0.70758.

Неопротерозойский этап

В неопротерозойское время наиболее массовое внедрение гранитоидов происходило в интервале от 750 до 550 млн лет – Велиткенайская, Кооленьская гранито-купольные структуры, купол Киглуаик, тектонические пластины хр. Брукс, врангелевский комплекс о-ва Врангеля, Чукотский бордерленд, – хотя фиксируется и более древний эпизод гранитного магматизма (см. рис. 3).

Возраст пород, в которые внедрялись неопротерозойские гранитоиды, преобразованные в ортогнейсы, точно неизвестен. В куполе Бенделебен п-ова Сьюард ортогнейсы с возрастом 865 млн лет [37, 38], развитые по вулканитам кислого состава, могут быть отнесены к вмещающим отложениям для более молодых гранитоидов с возрастом 663–687 млн лет [38]. В хребте Брукс ортогнейсы по гранитоидам образуют тектонические пластины среди палеозойских пород, поэтому прямые данные о возрасте вмещающих отложений отсутствуют. Врангелевский комплекс о-ва Врангеля, который вмещает тела неопротерозойских гранитоидов (620–720, 763, 673, 620 млн лет), датируется мезо-неопротерозоем (средним-поздним рифеем) [11, 12]. Возраст метавулканитов кислого и основного состава врангелевского комплекса составляет 590–600 и 702 млн лет [26, 50], т.е. часть из них синхронны гранитоидам, а часть относится к более молодым образованиям.

Дополнительную информацию о возрасте более древних коровых пород, в которые внедрялись неопротерозойские гранитоиды, несут данные о возрасте унаследованных цирконов и модельных неодимовых возрастах гранитоидов.

Наиболее древние архейские унаследованные цирконы зафиксированы для ортогнейсов Эрни Лейк хребта Брукс (2714 млн лет), гранитоидов врангелевского комплекса о-ва Врангеля (2600 млн лет) и архейские цирконы содержатся в ксенолитах песчаников о-ва Жохова архипелага Де Лонга (2650, 2900 млн лет). Архейский возраст цирконов в гранитоидах, с одной стороны, может свидетельствовать о наличии архейской коры в фундаменте микроплиты Арктическая Аляска–Чукотка, с другой стороны, о наличии архейских пород в источнике сноса метаосадочных пород, которые могли прорывать гранитоиды [38].

Мезопротерозойские и в меньшей степени палеопротерозойские возрасты унаследованных цирконов установлены для метавулканитов Бенделебен, гранитоидов врангелевского комплекса, ортогнейсов купола Коолень Восточной Чукотки, гранито-гнейсов о-ва Жохова и ортогнейсов Чукотского бордерленда. Цирконы этого же возраста присутствуют в песчаниках о-ва Жохова. По мнению [34] фундамент микроплиты под архипелагом Де Лонга состоит из неопротерозойских плагиогранито-гнейсов, на которых залегает фанерозойский осадочный чехол. Цирконы из этих гранито-гнейсов имеют близкие к мантийным метки δО¹⁸ (среднее 3.3 ± 0.5%о) и мантийные величины εHf (+9.9…+12.6), что свидетельствует о добавке ювенильной коры в неопротерозойское время. Совокупность изотопно-геохронологических данных, изложенных в [33, 38] указывает на мезо-неопротерозойский возраст протолита фундамента микроплиты [1].

В работе [17] сделан вывод о докембрийском фундаменте либо самостоятельного Новосибирского террейна, включающего о-ва Де Лонга, либо единого Чукотско-Аляскинского террейна. Об этом свидетельствуют как геологические данные о пологозалегающих кембрийских, ордовикских отложениях пассивной континентальной окраины о. Беннетта, так и геохронологические данные по о-вам Жохова и Генриетта.

Модельные Nd возрасты неопротерозойских гранитоидов хр. Брукс и п-ова Сьюард концентрируются в интервале 1400–1600 млн лет, гранитоидов о-ва Врангеля – 1560–1990 млн лет. Для пород, вмещающих гранитоиды, есть данные о мезопротерозойском модельном возрасте для метавулканитов Бенделебен п-ова Сьюард 1265 млн лет, метавулканитов о-ва Врангеля 1120, 1230 млн лет и парагнейсов купола Коолень Чукотки 1400–1600 млн лет. Все это предполагает, что породы мезопротерозойского возраста присутствовали в фундаменте микроплиты Арктическая Аляска–Чукотка и могли быть источником гранитоидных магм.

По данным [50] корреляция спектра унаследованных цирконов в гранодиорите с возрастом 703 ± 5 млн лет о-ва Врангеля с таковыми детритовых цирконов из других районов микроплиты – п-ова Сьюард и хр. Брукс свидетельствует о том, что фундамент микроплиты содержит регионально коррелируемые стратиграфические последовательности с возрастами древнее 700 млн лет.

По химическому составу большая часть неопротерозойских (978, 660–740 млн лет) ортогнейсов хр. Брукс и п-ова Сьюард Аляски представлена в основном высококремнеземистыми разностями, они относятся к железистым, известково-щелочным либо щелочно-известковистым и перглиноземистым образованиям (см. рис. 4), имеют отрицательные величины εNd в интервале от –1.1 до –6.8 и высокие величины первичных отношений изотопов стронция. Все это сближает их с гранитами S-типа и предполагает, что они сформировались при частичном плавлении более древней континентальной коры.

Метариолиты Бенделебен п-ова Сьюард (865 млн лет) по петрохимическим характеристикам сопоставляются с гранитами S-типа, однако небольшие положительные величины εNd свидетельствуют о добавке мантийного компонента в источнике.

Ортогнейсы Томсон Крик п-ова Сьюард (550–565 млн лет) включают более широкий спектр пород по кремнеземистости, они являются магнезиальными и метаглиноземистыми образованиями и для них характерны широкие вариации величин первичных отношений изотопов стронция и εNd. Они имеют большее сходство с гранитами I-типа и вероятно смешанный характер протолита.

По мнению [38] наиболее древние ортогнейсы Эрни Лейк, Хаб Маунтин хр. Брукс и вулканиты Бенделебен п-ова Сьюард, скорее всего, образовались в результате частичного плавления более древней мафической или среднего состава коры. Авторы [68] считают, что более древняя протерозойская континентальная кора была существенным компонентом протолита неопротерозойских ортогнейсов хр. Брукс, но мантийный компонент в источнике также присутствовал. На современном эрозионном срезе последний представлен гранатовыми амфиболитами, которые переслаиваются с метаосадочными породами.

Петро-геохимические характеристики гранитоидов врангелевского комплекса о-ва Врангеля (680–720 млн лет) позволяют сопоставлять их с дифференцированными перглиноземистыми гранитами I-типа. Метавулканиты кислого состава врангелевского комплекса по петрохимическим параметрам соответствуют риолитам, а геохимически сходны с гранитами А₂-типа. Отрицательные величины εNd(Т) указывают на разную степень участия в петрогенезисе гранитоидов материала более древней континентальной коры, а умеренные положительные величины εNd(Т) для вулканитов кислого состава позволяют предполагать гетерогенный источник магм, включающий коровый и мантийный компоненты.

Геодинамическая обстановка формирования неопротерозойских гранитоидов не всегда очевидна, так же, как возраст и стиль деформаций, предшествующих или сопровождающих становление интрузий, поскольку они повсеместно на территории микроплиты затушеваны позднеюрско-раннемеловыми деформационными структурами. За пределами рассматриваемого региона гранитоидный магматизм интервала 660–570 млн лет можно коррелировать с событиями протоуральско-тиманской орогении [1, 57, 63]. Отсюда может следовать вывод о продолжеии тиманид (байкалид) в пределы микроплиты Арктическая Аляска–Чукотка Восточной Арктики.

Дж. Амато с соавт. [38] предполагают, что вулканизм кислого состава 865 млн лет гор Бенделебен п-ова Сьюард имеет островодужную природу, но не исключают и его рифтогенное происхождение, т.к. время 870 млн лет – это время широкораспространенного рифтогенного магматизма, ассоциирующего с распадом Родинии [72].

Для гранитоидного магматизма 680 млн лет п-ова Сьюард предполагается островодужная обстановка формирования [37, 38] в единой надсубдукционной системе с Авалонско-Кадомскими дугами на периферии Гондваны. Ассоциация гранитоидов о-ва Врангеля близкого возрастного интервала 720–680 млн лет с метатерригенными и метавулканическими породами кислого, среднего и основного состава [16], а также петрогеохимические данные по гранитоидам позволяют предполагать окраинно-континентальную обстановку их формирования.

Островодужный характер неопротерозойского магматизма в разные интервалы времени (970, 710–650 и 620–580 млн лет) предполагается и в работе [50]. Данные изотопии кислорода и гафния в цирконах из пород велиткенайского комплекса одноименной структуры, ортогнейсов купола Коолень Чукотки и гранодиорита из врангелевского комплекса о-ва Врангеля указывают на увеличение мантийного компонента в источнике магм от 710 до 580 млн лет [50].

Для интервала 600–590 млн лет на о-ве Врангеля предполагается рифтогенная обстановка формирования метавулканических пород кислого и основного состава врангелевского комплекса. Пространственная ассоциация вулканитов кислого состава, имеющих геохимические черты гранитов А-типа, с умеренно обогащенными базальтами может указывать на существование бимодальной рифтогенной ассоциации, образующейся в процессе растяжения. Сходная обстановка рифтинга была предложена для формирования протолита ортогнейсов Томсон Крик (565 млн лет) и габброидов гор Йорк (540 млн лет) п-ова Сьюард Аляски [37, 38, 50].

Возраст ортогнейсов 430 ± 4 и 432 ± 4 млн лет, поднятых с Чукотского плато, может указывать на следы каледонских событий.

Девонско-раннекаменноугольный этап

Девонско-раннекаменноугольный этап гранитоидного магматизма достаточно широко проявлен в пределах микроплиты, а именно – в хребте Брукс и п-ове Сьюард Аляски, также Велиткенайской, Кооленьской и Куэквуньской гранито-купольных структурах Чукотки, и охватывает временной интервал 395–353 млн лет (см. рис. 3) [20, 37, 38, 58].

Девонские ортогнейсы и метавулканиты хр. Брукс и п-ова Сьюард Аляски в отличие от рассмотренных выше неопротерозойских ортогнейсов и метавулканитов не содержат унаследованных цирконов, свидетельствующих о наличии более древних пород в источнике.

Данные по изотопному составу неодима в девонских (365–359 млн лет) ортогнейсах показывают, что величины εNd колеблются в широких пределах от –6.48 до 2.4 (см. рис. 6), а модельные возрасты – от 0.8 до 1.6 млрд лет. Это позволяет предполагать, что девонские гранитные магмы представляли собой смесь переплавленной древней коры, представленной неопротерозойскими ортогнейсами, и расплавами, полученными из деплетированной мантии или ювенильной коры [68]. Исходя из имеющихся модельных возрастов для ортогнейсов, а также метаосадочных пород западной части Центрального пояса хр. Брукс (2.0 млрд лет, по [68]), возраст переплавленной коры мог быть и более древним, мезопротерозойским. Было сделано предположение, что гранитные магмы ассимилировали раннепротерозойский коровый материал или метаосадочные породы, образованные из источника того же возраста [35, 65]. Т. Хадсон [53] считает, что девонские метагранитоиды представляют собой анатектические выплавки из сиалической коры. Данные по изотопии стронция для девонских метагранитодов подтверждают модель смешанного источника [63, 65].

По химическому составу девонские (365–359 млн лет) ортогнейсы хр. Брукс, как и неопротерозойские ортогнейсы представлены преимущественно высококремнеземистыми разностями и относятся к железистым, известково-щелочным и умеренно-глиноземистым образованиям, что сближает их с гранитами S-типа (см. рис. 7).

Близко одновозрастные девонские (375 и 370 млн лет) ортогнейсы купола Коолень п-ова Чукотка являются магнезиальными, щелочно-известковыми и метаглиноземистыми образованиями (см. рис. 7), имеют сходство с гранитами I-типа, по редкоэлементному составу схожи с гранитами А-типа или постколлизионными (см. рис. 8).

Петрографический состав и петро-геохимические характеристики гранитоидов Киберовского и гранито-гнейсов Куэквуньского массивов указывают на их принадлежность к гранитам I-типа, включая и их высокодифференцированные разности (см. рис. 7). Небольшая часть гранито-гнейсов Куэквуньского массива имеет характеристики, свойственные гранитам А-типа: высокую железистость, повышенные содержания Zr или суммы Zr + Nb + Ce + Y, Yb + Ta (см. рис. 8).

Sr–Nd–Pb изотопный состав гранитоидов и изотопный состав Hf цирконов свидетельствуют об участии как мантийного, так и корового компонента в формировании источника родоначальных гранитоидных расплавов [20]. На наличие более древнего корового компонента в источнике гранитоидов указывает верхнее пересечение дискордии 680 ± 68 млн лет для цирконов из гранитной дайки Киберовского массива [58].

Время внедрения девонско-раннекаменноугольных гранитоидов микроплиты соответствует проявлению различных фаз элсмирского орогенеза в Арктическом регионе, как на рубеже раннего и среднего девона, так и позднего девона–раннего карбона (см. ссылки в [20]). В последнее время следы элсмирских деформаций в интервале средний девон–ранний карбон были установлены на о-ве Врангеля [23, 26]. В хребте Брукс c этим же рубежом связывают становление аллохтонов с океанической корой [54, 79].

Точки зрения о геодинамической обстановке формирования девонских гранитоидов хр. Брукс различаются. По данным [44] для среднего палеозоя реконструируется магматическая дуга на континентальной окраине, представленная гранитными плутонами и вулканитами. Происхождение гранитоидов в обстановке интрадугового или задугового растяжения предполагается в [63, 69, 80]. По мнению М. Хитцмана и соавт. [38] наличие позднедевонской базальт-риолитовой ассоциации в районе Амблер указывает на существование рифтогенной обстановки в позднем девоне. E. Миллер и соавт. [63] продолжает субдукционную границу, вдоль которой располагались девонские плутоны от кордильерской окраины Северной Америки через Аляскинскую до Чукотской части микроплиты. Синхронное раскрытие океанических бассейнов Ангаючам и Слайд Маунтин установлено для территории Аляски [69].

Формирование гранитоидов Киберовского и гранито-гнейсов Куэквуньского массивов Чукотки в позднем девоне–раннем карбоне, вероятно, происходило в обстановке континентальной окраины [20]. К этому же интервалу времени относятся оценки возраста ортогнейсов и дифференцированных известково-щелочных вулканитов купола Коолень, что позволило реконструировать окраинно-континентальную магматическую дугу позднедевонского–раннекаменноугольного возраста [67]. Л. Лейн с соавт. [58] предполагают синколлизионную обстановку формирования гранитоидов Киберовского массива.

Раннемеловой этап

Данный этап (~117–105 млн лет) становления континентальной коры связан с процессом коллизии Сибирского континента и микроконтинента Чукотка–Арктическая Аляска в волжское время – готериве–барреме, который сменился обстановкой растяжения в апте–альбе и сопровождался формированием гранито-купольных структур, внедрением гранитоидов и образованием наложенных орогенных впадин.

Апт-альбские гранитоиды Чукотки занимают секущее положение по отношению к складчатым и деформационным структурам, возникшим на этапе коллизии, в том числе прорывают осадочные толщи позднеюрско-раннемеловых синколлизионных бассейнов. Все это свидетельствует об их постколлизионном происхождении.

Внедрение гранитоидов Алярмаутской гранито-купольной структуры, вероятно, было связано с возникновением локальных зон растяжения, ассоциирующих со сдвиговыми деформациями, характерными для заключительного этапа коллизии [4]. Обстановка растяжения, возможно транстенсии, предполагается для гранитоидов Велиткенайского массива Куульской гранито-купольной структуры [3, 29, 59]. При этом авторы [3] выделяют два этапа формирования гранитоидов: мигматизацию и плавление в средней коре, внедрение и кристаллизацию монцонитоидов ~106–103 млн лет назад; ремобилизацию и анатектическое плавление блоков неопротерозойского протолита, внедрение и кристаллизацию лейкогранитов ~100 млн лет назад.

По минеральному, химическому и редкоэлементному составу гранитоиды Алярмаутской структуры сходны с гранитами I-типа. Nd–Sr изотопные данные свидетельствуют о коровом исходном субстрате гранитоидов, а модельные возрасты указывают на его возможный протерозойский возраст. Разброс величин εNd(Т) и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в гранитоидах может указывать на гетерогенный состав корового источника, либо на разную степень контаминации родоначальных магм древним коровым материалом.

Гранитоиды первой фазы Велиткенайского массива имеют петрохимические и редкоэлементные характеристики, переходные от I- к A-типу гранитов, а лейкограниты второй фазы близки к гранитам S-типа. Sr–Nd изотопные особенности гранитоидов указывают на образование их за счет корового источника, обладающего протерозойскими (1.8–1.0 млрд лет) модельными возрастами [3]. Кроме того, ядра цирконов из лейкогранитов имеют оценку возраста 620 млн лет [1].

Формирование апт-альбских гранитоидов бассейна Юкон-Коюкук и террейна Руби Аляски связано с растяжением на фоне завершения коллизии дуги Коюкук с окраиной Северо-Американского континента [64]. У. Ноклеберг и соавт. [70] рассматривали происхождение пояса среднемеловых гранитоидов в связи с коллизией композитного террейна Врангелия с окраиной Северо-Американского континента. Процесс растяжения сопровождался поступлением в кору мантийных магм и вовлечением в процесс плавления различных субстратов [53, 64, 65]. Источником для гранитоидных магм Западного пояса предполагаются более древние островодужные комплексы, а для гранитов террейна Руби – метапелитовый материал континентальной коры.

Внедрение гранитоидов плутона Киглуаик п-ова Сьюард одноименного купола связывают с растяжением в окраинно-континентальной обстановке в результате механизма отката желоба над зоной субдукции [36]. Петрогеохимические характеристики пород плутона Киглуаик с содержанием SiO₂ > 55% показывают, что они сходны с фракционированными гранитами I-типа и с гранитами А-типа или постколлизионными гранитами (см. рис. 8, 9). Sr–Nd изотопные данные показывают, что габброидная родоначальная магма для пород корневой части плутона Киглуаик при фракционной кристаллизации ассимилировала коровые породы. Гранитная магма кровельной части могла быть получена в результате анатексиса коровых пород, обнаженных в пределах купола Киглуаик, либо при фракционировании гранодиоритовой магмы [36].

Аптский магматизм Тытельвеемской и Мангазейской наложенных впадин как в вулканической, так и в интрузивной форме интерпретируется как постколлизионный [29] и его связывают с континентальным рифтогенезом, предшествовавшим началу активности Охотско-Чукотского вулканического пояса [19]. В обстановке присдвигового растяжения вне связи с Охотско-Чукотского вулканического пояса была сформирована и апт-альбская вулкано-интрузивная ассоциация Чаунской складчатой зоны [29].

По химическому и редкоэлементному составу гранитоиды Тытельвеемской впадины соответствуют гранитам I-типа или гранитам вулканических дуг, а гранитоиды Чаунской складчатой зоны отличаются большей калиевостью и сопоставляются с гранитами I-типа и А-типа или постколлизионными гранитами (см. рис. 9, см. рис. 10).

Раннемеловые гранитоиды Восточной Чукотки сформировались в надсубдукционных условиях до начала активности Охотско-Чукотского вулканического пояса [21, 76]. Петро-геохимические характеристикам гранитоидов указывают на их сходство с гранитами I-типа [21]. Sr–Nd изотопные данные показывают, что гранитоиды имели смешанный источник, в котором присутствовал как ювенильный материал, так и более древний материал континентальной коры, а их частичное плавление происходило в надсубдукционных условиях под действием мантийных расплавов [21, 76].

Несмотря на то, что в нашем исследовании мы рассматриваем этапы формирования континентальной коры Восточной Арктики, связанные с гранитным магматизмом, в геологической истории корообразования микроплиты Арктическая Аляска–Чукотка выделяют и другие эндогенные события, к которым относятся:

– рифтогенный габбро-диабазовый магматизм, синхронный сибирской провинции Крупной Изверженной Провинции (250–260 млн лет);

– плюмовый магматизм Высокоарктической гигантской магматической провинции (HALIP, 126–125 млн лет) [43];

– надсубдукционный известково-щелочной вулканизм Охотско-Чукотского вулканического пояса (106–74 млн лет) [2].