Геотектоника, 2022, № 2, стр. 81-94

ВВЕДЕНИЕ

Омолонский срединный массив является кратонным террейном и представляет собой одну из наиболее интересных региональных тектонических структур Северо-Востока Азии. В строении Омолонского срединного массива выделяются архейско‒раннепротерозойский кристаллический фундамент, рифейско‒мезозойские осадочные и вулканогенные комплексы чехла, меловые Олойский и Охотско-Чукотский окраинно-континентальные вулканогенные пояса. Изверженные ассоциации известково-щелочного состава сосредоточены в пределах зон тектоно-магматической активизации, пересекающих докембрийские, палеозойские и раннемезозойские структуры Омолонского массива [11, 16] (рис. 1). Зоны тектоно-магматической активизации представляют собой линейные ареалы развития андезитов, дацитов и ассоциирующих с ними гранитоидов и габбро. Данные зоны тектонически разнородны, среди них есть как рифтогенные структуры (Омсукчанская, Хурчан-Оротуканская), так и фрагменты надсубдукционных магматических дуг (Олойско-Березовская) [5, 9, 10]. Дискордантность залегания смежных слоев по простиранию Охотско-Чукотского вулканогенного пояса и значительное удаление зон тектоно-магматической активизации от палеозоны субдукции (альб‒кампан) связана с проявлениями региональной структурной дисгармонии [2, 14].

Рис. 1.

Тектоническая схема Северо-Востока России (по данным [2], с изменениями и дополнениями). Показан (рамка) регион исследования. Обозначено: Oм – Омолонский террейн; ЮАЗ ‒ Южно-Анюйская сутурная зона. Обозначены зоны тектоно-магматической активизации: Кн –Конгинская, ОБ – Олойско-Березовская, Ом – Омсукчанская, ХО – Хурчан-Оротуканская. 1 – докембрийские кратоны и перикратонные террейны; 2 – палеозойские террейны пассивной континентальной окраины; 3 – триасовые и юрские турбидиты передовой зоны Верхоянского пояса; 4 – пермские и триасовые турбидиты пассивной окраины Чукотского блока; 5 – юрско‒меловые вулканогенные пояса и осадочные бассейны; 6 – положение Южно-Анюской сутурной зоны; 7 – Охотско-Чукотский вуканогенный пояс (альб‒кампан); 8 – Коряскско-Камчатские вулканогеные пояса (палеоген‒четвертичные), перекрывающие юрско-меловые аккрреционные офиолитовые комплексы

Мы провели исследование Конгинской магматической зоны, которая является одной из наиболее крупных из подобных структур. Формирование Конгинской магматической зоны связывается с Охотско-Чукотским вулканогенным поясом [6, 11, 12]. Однако это не подтверждено современными геохронологическими данными. В свете общих вопросов эволюции активных континентальных окраин и, в частности, корреляции вулкано-плутонических ассоциаций, расположенных в различных их частях, выявление взаимоотношений комплексов осевой части Охотско-Чукотского пояса и зон тектоно-магматической активизации является актуальным.

Целью нашей статьи являются изучение геодинамических обстановок формирования гранидоидов Конгинской зоны на основе геохимического и геохронологического анализа и определение положения Конгинской структуры магматической зоны в структуре Омолонского массива.

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Конгинская магматическая зона представляет собой линейную структуру протяженностью ~150 км и шириной 15‒50 км, образованную сближенными вулкано-плутоническими структурами, среди которых ранее были выделены вулканические просадки (Ирбычанская и Верхнерусскинская) и интрузивно-купольные поднятия (Жаркинское, Базовское) (рис. 2). Они выполнены вулканогенно-осадочными и вулканогенными образованиями конгинской свиты (андезиты, дациты, риолиты), основанием которой служат разнообразные породы рифейско‒палеозойского чехла и эффузивы Кедонского пояса [6, 12]. Возраст конгинской свиты обоснован находками позднеальбской и сеноманской флоры [12]. Характерны ассоциирующие с эффузивами многочисленные полого залегающие субвулканические тела (силлы и лакколиты). Петрохимический состав вулканитов характеризуется повышенной калиевой щелочностью [12]. Интрузии Конгинской зоны объединены в викторинский комплекс [12] и представлены, в большинстве своем, мелкими (площадь выходов до 10 км²) штоками простого (одно- двухфазного) строения, сложенными преимущественно порфировидными субщелочными породами умеренной кремнекислотности: монцонитами, гранодиоритами, кварцевыми диоритами, граносиенитами. Установлены редкие выходы габбро и гранитов. Кроме того, породы комплекса слагают относительно крупные (40–90 км²) интрузивные массивы (Ветвистый, Мрачный). Интрузии прорывают как домеловые комплексы, так и вулканиты конгинской свиты. Следует отметить, что ареал развития интрузий викторинского комплекса существенно шире границ собственно одноименной зоны и охватывает практически всю центральную и южную части Омолонского массива. Вулканиты и интрузии вмещают золото-серебряные, серебро-полиметаллические, и медно-молибден-порфировые рудопроявления [7].

Рис. 2.

Тектоническая схема Омолонского террейна. 1 ‒ дорифейский кристаллический фундамент; 2 ‒ рифейско‒среднеюрские осадочные и вулканогенные комплексы; 3 ‒ Охотско-Чукотский и Олойский меловые вулканогенные пояса; 4 ‒ террейны складчатого обрамления; 5‒6 ‒ гранитоиды: 5 ‒ палеозойские, 6 ‒ позднемезозойские; 7 ‒ разломы; 8 ‒ участки работ: 1 ‒ “Захаренко”, 2 ‒ “Лабазный”, 3 ‒ “Седой”, 4 ‒ “Джелты”, 5 ‒ “Невенрекан”, 6 ‒ “Перекатный”, 7 ‒ “Туромча”, 8 ‒ “Альдигич”, 9 – “Горный”; 9 ‒ границы Конгинской магматической зоны

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Химический состав горных пород анализировался в лаборатории ООО “Стюарт Геокемикл Энд Эссей” (г. Москва, Россия). Содержания петрогенных окислов, а также редких и редкоземельных элементов определялись сплавлением с метаборатом лития с последующим растворением в смеси кислот и атомно-эмиссионной спектрометрией с индуктивно связанной плазмой (ICP-AES). Пределы обнаружения для петрогенных окислов составили 0.01–100%, для REE, Th, U 0.01–0.05 г/т, W, Zr, Ba, Sr, Ta, Ce, Ga 0.1 г/т. Содержания редких элементов определялись окислительным разложением в четырех кислотах с последующим определением основных элементов методом атомно-эмиссионной спектрометрии. Пределы обнаружения для Cu, Ni, Co, Pb, Sc, Li 0.1–0.5 ppm, для Ag, Mo, Cd 0.01–0.05 ppm. Правильность анализа контролировалась путем измерения международных и российских стандартных образцов GSP_2, ВМ, СГД_1А, СТ_1. Ошибки определения концентраций составляли от 3 до 5 мас. % для большинства элементов. Обработка петро- и геохимических данных и построение классификационных диаграмм производилось посредством свободно распространяемого программного пакета GCDkit.

U‒Pb геохронологические исследования цирконов (ID-TIMS) выполнялись в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург, Россия). Выделение циркона для U‒Pb геохронологических исследований проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Выбранные кристаллы или их фрагменты подвергались многоступенчатому удалению поверхностных загрязнений в спирте, ацетоне и сильной одноосновной соляной кислоте-гидроксиде (HNO₃). После каждой ступени эти кристаллы промывались особо чистой водой. Химическое разложение циркона и выделение U и Pb выполнялись по модифицированной методике Т.Е. Кроу [19]. Изотопные анализы выполнялись на многоколлекторном масс-спектрометре “TRITON TI” в статическом режиме и также при помощи счетчика ионов. Для изотопных исследований использовался трассер ²³⁵U–²⁰²Pb. Tочность определения U/Pb отношений и содержаний U и Pb составила 0.5%, холостое загрязнение составило 5 пг Pb и 1 пг U. Обработка экспериментальных данных проводилась при помощи программам PbDAT и ISOPLOT [20]. При расчете возрастов использованы общепринятые значения констант распада урана [25]. Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами [26]. Все ошибки не превысили уровня 2σ.

СОСТАВ ГРАНИТОИДОВ

Гранитоиды Конгинской зоны были изучены нами в пределах четырех участков.

Участок “Седой”

Участок “Седой” расположен в пределах интрузивно-купольной структуры, ядро которой сложено гранитоидами позднепалеозойского булунского комплекса, а крылья терригенно-карбонатными породами ордовика, перми и триаса, перекрытыми кислыми игнимбритами кедонской серии позднего палеозоя [1] (рис. 3). Палеозойские толщи прорваны многочисленными мелкими (<0.5 км²) штоками гранодиорит-порфиров викторинского комплекса. Породы имеют аллотриоморфнозернистую с элементами гипидиоморфнозернистой структуру, состоят из зерен плагиоклаза № 18‒20 размером 0.5‒1.3 мм (50‒55%), промежутки между которыми выполнены калиевым полевым шпатом (20‒25%), кварцем (13‒15%), биотитом (8‒10%). Акцессорными минералами являются апатит и циркон.

Рис. 3.

Схематические геологические карты участков работ. (а)‒(г) – участки: 1 ‒ “Захаренко”, 2 – “Джелты”, 3 – “Лабазный”, 4 – “Седой”. 1 ‒ четвертичные отложения; 2 ‒ осадочные, вулканогенно-осадочные и вулканогенные толщи ордовика‒триаса; 3 ‒ архейские гнейсы; 4 ‒ конгинский комплекс позднего мела: а ‒ субвулканические тела, б ‒ дайки; 5‒6 ‒ гранитоиды викторинского комплекса: 5 ‒ монцодиориты, сиениты, диориты; 6 – граниты и гранодиориты; 7 ‒ разломы: а ‒ достоверно установленные, б ‒ предполагаемые; 8 ‒ пробы и их номера

ДАННЫЕ U‒Pb ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЗРАСТА ГРАНИТОИДОВ

Нами получены оценки возраста цирконов из пород викторинского комплекса, отобранных на двух участках – уч. “Захаренко” и уч. “Седой” (рис. 4, пробы 2 и 4).

Рис. 4.

Морфология циркона из гранитоидов Конгинской магматической зоны. (а)‒(б) ‒ участки работ: (а) ‒ участок “Захаренко” (проба 2); (б) ‒ участок “Седой” (проба 8).

Для идиоморфных кристаллов циркона из монцодиоритов участка “Захаренко” характерны призматический и длиннопризматический (до игольчатого) габитусы. Простые формы, участвующие в огранении, – призмы {100}, {110} и дипирамиды {101}, {111} (см. рис. 4, а (I‒IV)). К_удл от 1.8 до 5.5. Кристаллы бесцветные, прозрачные и полупрозрачные. Циркон оптически однородный, не зональный. В большинстве зерен присутствуют минеральные и газово-жидкие включения. В режиме катодолюминесции в цирконе выявляется осцилляторная зональность (см. рис. 4, а (V‒VIII)).

Для U‒Pb геохронологических исследований использованы наиболее “чистые” игольчатые и длиннопризматические кристаллы циркона из размерных фракций 75‒100 мкм и 100‒150 мкм. Точки изотопного состава этого циркона располагаются на конкордии или незначительно дискордантны (рис. 5, табл. 2, образцы № 1‒3). Величина конкордантного возраста составляет 86.4 ± ± 0.3 млн лет (СКВО = 0.79, вероятность = 0.37). Морфологические особенности циркона указывают на его кристаллизацию из расплава, следовательно, значение его конкордантного возраста 86.4 ± 0.3 млн лет можно рассматривать в качестве оценки возраста образования монцодиоритов (см. рис. 5).

Рис. 5.

Комплексная диаграмма U‒Pb датирования (TIMS) монцодиоритов участка “Захаренко” (проба № 2).

Из диоритовых порфиритов конгинского комплекса участка “Седой” выделен циркон, представленный субидиоморфными и идиоморфными кристаллами с вариациями габитуса ‒ от короткопризматического до длиннопризматического с К_удл = 1.6–3.2. В огранении участвуют призмы {100}, {110} и дипирамиды {101}, {111}, {211} (см. рис. 4, б (I‒IV)). Поверхность граней гладкая, в большинстве случаев ребра четкие. Кристаллы прозрачные, светло-желтого цвета. Для внутреннего строения циркона характерно наличие тонкой осцилляторной зональности и большого количества минеральных включений. В отдельных кристаллах призматического облика идентифицируются реликты унаследованных ядер (см. рис. 4, б (V‒VIII)).

Для U‒Pb геохронологических исследований использовались микронавески идиоморфных и однородных зерен циркона, отобранного из размерных фракций 85–100 и >100 мкм (см. табл. 2, образцы № 4‒9). Циркон двух навесок был подвергнут предварительной кислотной обработке с предшествующим высокотемпературным отжигом (экспозиция 2 часа, температура 220°С) (см. табл. 2, образцы № 5, № 9, см. рис. 4, б).

Изученные образцы циркона характеризуются незначительной возрастной дискордантностью или конкордантны (см. табл.2, см. рис.5, рис. 6). Величина конкордантного возраста (см. табл. 2, образец № 5) составляет 86 ± 1 млн лет (СКВО = 1.2, вероятность = 0.26) и совпадает со средней величиной возраста (²⁰⁶Pb/²³⁸U) 86 ± 1 (СКВО = 5.4), рассчитанной для циркона из трех микронавесок фракции >100 мкм. Возраст, определяемый нижним пересечением дискордии, рассчитанной для всех точки изотопного состава проанализированного циркона, соответствует 82 ± 3 млн лет (верхнее пересечение отвечает возрасту 388 ± 80 млн лет, СКВО = 0.80).

Рис. 6.

Комплексная диаграмма U‒Pb датирования (TIMS) монцодиоритов участка “Седой” (проба № 8).

Морфологические особенности циркона свидетельствуют о его магматическом генезисе. Таким образом, можно утверждать, что образование расплавов, родоначальных для монцодиоритов, происходило 86 ± 1 млн лет назад.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Геодинамическая обстановка формирования Конгинской магматической зоны

Изученные породы Конгинской магматической зоны относятся к гранитоидам I-типа [23]. Они содержат умеренные количества кремнезема и щелочей при близких количествах калия и натрия, повышенное содержание – глинозема, обогащены элементами группы железа, бария и большинством высокозарядных элементов, обеднены крупноионными литофильными элементами, иттрием и редкоземельными элементами. Мы полагаем, что породы Конгинской магматической зоны относятся к типичным надсубдукционным образованиям вулканических поясов.

На дискриминантных диаграммах данные элементы располагаются в поле гранитоидов вулканических дуг (рис. 7).

Рис. 7.

Диаграмма TAS (а), по [22], и дискриминационные Rb/Y + Nb, Nb/Y, Rb/Ta + Yb диаграммы (б), по [24], для гранитоидов магматической Конгинской зоны и Пенжинского сегмента Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП). 1‒4 ‒ участки Конгинской зоны: 1 – “Захаренко”, 2 – “Лабазное”, 3 – “Седое”, 4 – “Джелты”, 5‒9 ‒ Пенжинский сегмент ОЧВП – “Невенрекан”, 6 – “Перекатное”, 7 – “Горное”, 8 – “Альдигич”, 9 – “Туромча”

Сопоставление гранитоидов викторинского комплекса Конгинской зоны и ранне-позднемелового гармандинского комплекса Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП), приуроченных к Туромчинской вулкано-плутонической структуре его Пенжинского сегмента показывает их сходство [7, 15]. Имеющиеся K‒Ar геохронологические данные для гармандинского комплекса находятся в большом интервале 83–66 млн лет [8]. Химические составы и особенности распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) гранитоидов викторинского и гармандинского комплексов сходны. Расположение соответствующих им фигуративных точек на дискриминантных диаграммах также одинаковое (рис. 8). Тем не менее, гранитоиды викторинского комплекса отличаются несколько более высокими концентрациями высокозарядных элементов и отчетливой европиевой аномалией. По содержаниям несовместимых элементов породы следующих комплексов соответствуют двум геохимическим типам [13]:

Рис. 8.

Диаграммы редкоземельных элементов (РЗЭ) гранитоидов Конгинской магматической зоны и Пенжинского сегмента Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП). Нормирование по: (а) ‒ хондриту, по [18], (б) ‒ примитивной мантии, по [21].

‒ викторинский комплекс соответствует андезитовому и латитовому типу;

‒ гармандинский комплекс соответствует андезитовому и известково-щелочному типу.

U‒Pb оценки возраста цирконов из гранитоидов Конгинской зоны (86.4 ± 0.3–86 ± 1 млн лет) соответствуют периоду максимальной активности Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (89–80 млн лет) для его перивулканической зоны. Данная зона окаймлена с тыловой (континентальной) стороны Охотско-Чукотского вулканогенного пояса полосой шириной 100–200 км [14]. Данные оценки возраста согласуются с U‒Pb (SIMS) определениями возраста гранитоидов, смежной с Конгинской Коркодоно-Наяханской магматической зоны, который составляет 86 ± ± 1.3 млн лет [3]. По результатам геохронологических и геохимических исследований мы полагаем, что Конгинская магматическая зона является частью Пенжинского сегмента Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Геохимические отличия гранитоидов Конгинской зоны от пород Туромчинской структуры такие, как повышенные щелочность, кремнекислотность и содержания крупноионных литофильных элементов, аномалия европия, ‒ могут быть объяснены большим удалением от палеозоны субдукции и генерацией магм за счет плавления салического гнейсового фундамента Омолонского массива.

ВЫВОДЫ

В результате проведенного анализа мы пришли к следующим выводам.

1. Перивулканическая зона является частью Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП), она развивалась одновременно с фронтальными его зонами, что позволяет более широко экстраполировать полученные нами результаты.

2. Мы выявили, что в поперечном сечении Охотско-Чукотского вулканогенного пояса отсутствуют значительные вариации условий и глубин генерации магм.

Благодарности. Авторы благодарят аналитиков ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург, Россия) за выполнение U‒Pb геохронологических исследований цирконов (ID-TIMS) и сотрудников ООО “Стюарт Геокемикл Энд Эссей” (г. Москва, Россия) за проведение анализа химического состава горных пород. Авторы благодарят анонимных рецензентов за комментарии, которые позволили улучшить статью и редакцию за подготовку статьи.