ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2015, том 461, № 6, с. 685-690
= ГЕОЛОГИЯ
УДК 551.24+550.472
ОФИОЛИТЫ УСТЬ-БЕЛЬСКОГО ТЕРРЕЙНА (ЧУКОТКА) -СЛЕД ПОЗДНЕДОКЕМБРИЙСКОГО РАСКОЛА СУПЕРКОНТИНЕНТА РОДИНИЯ В СТРУКТУРАХ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО ОБРАМЛЕНИЯ СИБИРСКОГО КРАТОНА (СТРУКТУРНЫЕ, ПЕТРОЛОГО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ И ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ) © 2015 г. Г. Е. Некрасов, Е. С. Богомолов
Представлено академиком РАН Ю.М. Пущаровским 25.10.2013 г. Поступило 15.11.2013 г.
Б01: 10.7868/80869565215120208
Усть-Бельские офиолиты [1—8] входят в состав пояса офиолитов зоны конвергенции Сибирского палеоконтинента с Алазейско-Олойским и Корякским сегментами Корякского палеоокеаниче-ского домена (рис. 1). Представления о природе этого палеоокеанического домена неоднозначны. В настоящее время практически все исследователи традиционно относят его к Пацифике [3, 5—11]. Мы, опираясь на материалы о катазиатской природе его Охотоморско-Камчатского континентального обрамления и факт замещения домена по простиранию структурами Монголо-Охотского, Палеоазиатского палеоокеанических доменов (рис. 1), связываем его формирование с мезозойским этапом эволюции литосферы Палеоазиатского океана [12, 13].
Рассматриваемые офиолиты принадлежат Мургальскому сегменту зоны конвергенции Сибирского палеоконтинента и Корякского палеоокеанического домена (рис. 1). Входят вместе с офиолитами Ганычаланского, Ваежского террей-нов в структуру аккреционного клина Мургаль-ской дуги, слагают в нем пакет пластин юго-восточной вергентности (рис. 2). В южном направлении пакет пластин выклинивается, в северном упирается в Бельский, Нижне-Анадырский присдвиговые прогибы (рис. 1, 2), отделяющие его от Пекульнейского сегмента зоны конвергенции Арктической плиты с Алазейско-Олойским, Ко-
Геологический институт
Российской Академии наук, Москва
E-mail: genekrasov@mail.ru
Институт геологии и геохронологии домембрия
Российской Академии наук, Санкт-Петербург
рякским сегментами Корякского палеоокеаниче-ского домена [13].
Породы офиолитовой ассоциации объединяют, по нашим данным, два тектонически совмещенных комплекса: отрожненский и усть-бельский [2, 4]. Нижний, отрожненский, слагает Отрожненскую и Толовскую пластины Отрожненского пакета покровов [1, 2, 4]. В лучше изученной Отрожненской пластине снизу вверх обнажаются: 1) дуниты, гарцбургиты, 2) силлово-дайковый комплекс с реликтами полосчатых метагаббро, 3) комплекс базальтов МОЯБ; 4) туфо-терригенно-кремнистые, терригенно-карбонатные породы среднего девона—нижнего карбона [1, 2, 4]. В комплексе 4 в тер-ригенном материале установлены зерна хромшпи-нелидов, обломки серпентинитов, габбро-диабазов, кремней [1]. Такого же рода обломки характерны для силурийско-девонских кремнисто-терригенно-карбонатных отложений кровли офио-литовых разрезов Ваежского, Ганычаланского тер-рейнов [4]. Это указывает на формирование нижне-среднепалеозойских кремнисто-терригенно-кар-бонатных пород этих террейнов на эродированной поверхности деформированного ультрамафит-мафитового фундамента в обстановке океанического плато [4]. Присутствие в Отрожненской пластине субвулканических микродиоритов над-субдукционного генезиса [7] указывает, что в отдельных зонах формирование чехла плато было сопряжено с надсубдукционными условиями.
Вышележащий усть-бельский комплекс представлен Эльденырским и Усть-Бельским останцами мощного тектонического покрова, дискор-дантно облекающего с северо-запада и севера по-кровно-чешуйчатые структуры отрожненского комплекса (рис. 2). Подошва покрова — зона ла-терально неоднородного серпентинитового ме-
72° с.ш.
140°
180° в.д.
56° с.ш.
+ +
X X
7 -
Рис. 1. Структурная позиция Усть-Бельского террейна, [12, 13] с дополнениями.
1 — кратоны лавразийского ряда и их фрагменты: Сиб — Сибирский, Арк — Арктический, Ом — Омолонский, Ох — Охотский; 2 — пассивные палеоокраины кратонов лавразийского ряда; 3 — блоки континентальных структур катази-атского ряда: А — Аргуньский, Б — Буреинский, ОХМ — Охотоморский, УСК — Укэлаят-Срединно-Камчатский; 4 — палеоокеанические домены: АО — Алазейско-Олойский, Кор — Корякский — сегменты Корякского палеоокеаниче-ского домена (мезозойской ступени эволюции литосферы Палеоазиатского океана), МО — Монголо-Охотский домен, Пац — Пацифика; 5, 6 — сегменты зон конвергенции Сибирского (5), Арктического (6) кратонов с литосферой Ала-зейско-Олойского, Корякского сегментов Корякского палеоокеанического домена: УЯ — Уяндино-Ясачнинский, Пр — Приколымский, М — Мургальский, КТ — Кони-Тайгоносский, УД — Удский, ЮА — Южно-Анюйский, П — Пе-кульнейский, З — Золотогорский; 7 — офиолиты зоны конвергенции Сибирского континента с литосферой Корякского, Монголо-Охотского палеоокеанических доменов; 8 — Охотско-Чукотский, Сихотэ-Алинский окраинно-конти-нентальные вулканические пояса.
3
8
ланжа с блоками метапород подстилающего его отрожненского комплекса. Сам покров состоит из трех вещественных комплексов: 1) мантийных перидотитов (шпинелевые лерцолиты, клино-пироксеновые гарцбургиты), 2) полосчатых уль-трамафит-мафитов (шпинелевые дуниты, перидотиты, пироксениты, горнблендиты, сим-плектитовые оливиновые габбро, 3) полосчатых амфиболовых габбро [2, 4]. Характерная черта покрова — низкая степень истощенности в нем пород комплекса мантийных перидотитов [3, 4, 6]. Наименее истощенные лерцолиты комплекса имеют близкий к пиролиту состав (8Ю2 43.84, 1Ю2 0.40, А1203 3.42, СаО 3.62, М§0 39.46%), высокую глиноземистость ортопироксена (А1203 5.62), высокую глиноземистость (А1203 7.52), хро-мистость (Сг203 0.85) и натровость (№20 2.30) клинопироксена, низкую хромистость шпинели (Сг/(Сг + А1) = 9.6). Содержания РЗЭ близки уров-
• ню хондрита [4]. По этим показателям такие лерцо-литы могут быть сопоставлены только с лерцолито-: выми нодулями щелочных базальтов континентов. Породы полосчатого комплекса покрова отличаются повышенной глубинностью и отчетливыми признаками происхождения родоначального расплава из последовательно истощавшегося изначально сла-: бо деплетированного мантийного источника. Формирование родоначальных расплавов габброидов отрожненского комплекса и габбро р. Ветвистая происходило из истощенного мантийного источника [4].
Длительное время представления о возрасте ультрамафит-мафитов этих двух комплексов основывали на среднедевонско-раннекаменно-угольном возрасте кремнисто-терригенно-карбо-1 натных пород, кроющих базальты Отрожненской [ пластины [1]. Возраст ультрамафит-мафитов усть-бельского комплекса в этой ситуации мы
ОФИОЛИТЫ УСТЬ-БЕЛЬСКОГО ТЕРРЕЙНА (ЧУКОТКА)
687
172°30'
173°30' в.д.
65°20' с.ш.
65°00'
Рис. 2. Схема строения Усть-Бельского террейна и его обрамления, [1, 2, 4] с добавлениями [13].
1—4 — Эльденырский (Э), Усть-Бельский (УБ) останцы Усть-Бельского офиолитового покрова: 1 — серпентинитовый меланж, 2 — комплекс мантийных перидотитов, 3 — кумулятивные породы полосчатого комплекса, 4 — амфиболовые габбро; 5 — габброиды бассейна р. Ветвистая; 6—9 — комплексы Отрожненской (О), Толовской (Т) пластин Отрожненского пакета покровов: 6 — ультрабазиты, 7 — габбро, габбро-диабазы, подушечные базальты, 8 — среднедевонские-нижнекаменноугольные туфо-терригенно-кремнистые и терригенно-карбонатные породы чехла ранне-среднепалео-зойского океанического плато, 9 — верхнеюрско-нижнемеловые туфо-терригенные породы преддугового прогиба Мургальской дуги; 10 — триасово-среднеюрские туфо-терригенные породы шельфа и склона Пареньской активной окраины Омолонского массива; 11 — зона тектонического и серпентинитового меланжей с блоками пород палеозоя—позднего мезозоя (Утесинская, Мавринская пластины [1]); 12 — среднеюрско-нижнемеловые вулканогенно-кремнистые и верхнемеловые терригенные комплексы Алганского террейна Корякского палеоокеанического домена; 13 — верхнеюрско-нижнемеловые вулканогенные и вулканогенно-осадочные комплексы Пекульнейского сегмента зоны конвергенции Арктической плиты и Корякского палеоокеанического домена; 14, 15 — альб-сенонские (14), эоцен-миоценовые (15) комплексы.
оценивали по его структурным соотношениям с пластинами отрожненского комплекса и условно принимали в первой публикации позднеюрско-раннемеловым [2], далее — раннепалеозойским [4]. Другие исследователи, опираясь на представления о принадлежности ультрамафит-мафитов
этих двух комплексов к одному офиолитовому комплексу, принимали его возраст среднепалео-зойским [1, 3].
В последнее время по цирконам из жилообраз-ных тел плагиогранитов в полосчатых габброидах
Таблица 1. Результаты Sm—Nd-изучения валового состава и состава минералов обр. 46-6 оливинового пи-роксенита из полосчатого комплекса Усть-Бельского офиолитового покрова
Порода, минерал Sm, ppm Nd, ppm 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd
Wr 0.231 0.507 0.2753 0.513330 ± 8
Cpx 0.173 0.372 0.2819 0.513352 ± 12
Opx 0.021 0.061 0.2103 0.512944 ± 12
Am 2+Py 0.321 0.745 0.2606 0.513185 ± 9
Аm 3 0.705 1.429 0.2981 0.513454 ± 8
Примечание. Wr — валовый состав породы, Срх — клинопи-роксен, Орх — ортопироксен, Ат 2 + Ру — амфибол ряда пар-гасит—эденит с вростками пироксенов, Ат 3 — амфибол ряда паргасит—эденит.
бассейна р. Ветвистая [5] и цирконам из жилы диорита в ультрамафит-мафитах полосчатого комплекса Усть-Бельского покрова [8] получены возрасты соответственно 556 ± 12 и 575 ± 10 млн лет, а по двум популяциям цирконов из полосчатых амфиболовых габбро Толовской пластины — 779 ± ± 17 и 361.3—315.4 ± 9.3 млн лет [8]. Одновременно с этим были опубликованы Аг/Аг-датировки амфибола из габброидов бассейна р. Ветвистая 383.9 ± ± 11.2 и 367.0 ± 12.5 млн лет [6].
По мнению П.Л. Тихомирова, полученная им для офиолитовых плагиогранитов в габброидах бассейна р. Ветвистая датировка 556 ± 12 млн лет свидетельствует с некоторыми допущениями о кембрийском возрасте ультрамафит-мафитов всего Усть-Бельского аллохтона [5]. По мнению С.А. Паланджяна, этот же возраст имеют и уль-трамафит-мафиты Отрожненской пластины, которые он вместе с ультрамафит-мафитами Усть-Бельского покрова рассматривает как части ран-не-среднепалеозойской океанической литосферы, генерированной на начальной стадии развития в условиях энсиалического басс
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.