Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Геологическое строение и тектоническая эволюция Центральной Чукотки

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Геологическое строение и тектоническая эволюция Центральной Чукотки"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

на правах рукописи

^ МОРОЗОВ Один Леонардович

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧУКОТКИ

Специальность: 04.00.04 - геотектоника

АВТОРЕФЕРАТ ДИССЕРТАЦИИ НА СОИСКАНИЕ УЧЕНОЙ СТЕПЕНИ КАНДИДАТА ГЕОЛОГО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ НАУК

Москва - 1996

Работа выполнена в Геологическом институте РАН

Научные руководители: доктор геолого-минералогических наук

С.Д.Соколов (ГИН РАН); доктор теотют-п-минералогических наук

С.М.Тильман (Институт Литосферы РАН).

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

В.Д.Чехович (Институт Литосферы РАН) кандидат геолого-минералогических наук Г.Е.Некрасов (ГИН РАН)

Ведущая организация: ГНПП "Аэрогеололия"-

Зашита диссертации состоится " ¿2) " 1996 г. ъУ/

часов минут на заседании Специализированного ученого совета Д.002.51.02 при Геологическом институте РАН по адресу: 109017, Москва, Пыжевский переулок, д.7

Отзывы на реферат, заверенные печатью учреждения, просьба присылать в двух экземплярах по указанному адресу

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологической литературы Секции Наук о Земле РАН по адресу: Москва, Старомонетный пер., 35

Автореферат разослан " 1996 г.

Ученый секретарь Специализированного совета, канд идат геолого-минералогических на)«

А.А.Пейве

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Исследования Северо-Востока Азии, проводившиеся последние десятилетия, позволили в значительной степени уточнить строение северо-западной части Тихоокеанского тектонического пояса. Однако, до сих пор, существуют серьезные противоречия в представлениях о геологическом строении территории, схемах тектонического районирования и моделях эволюции региона (Богданов, Тильман, 1990; Зоненшайн и др.,1990; Марков и др.,1982; Некрасов и др. 1987; Паланджяни др. 1982; Парфенов 1984; Руженцев и др. 1982; Соколов, 1992; Чехович, 1993).

Значительная часть этих противоречий связана, с интерпретацией структур Центральной Чукотки, находящихся на стыке Корякской аккреционной области с мезозоидами Чукотки. Изучению геологического строения и истории развития именно этих структур и посвящена данная работа, что определило ее актуальность.

Цели и задачи исследований. Основной целью данной работы являлась реконструкция геодинамической эволюции Центральной Чукотки. Для этого было необходимо решить несколько главных задач: 1) изучить состав, строение и границы основных вещественных комплексов; 2) определить геодинамические обстановки формирования этих комплексов; 3) оценить характер эволюции комплексов и особенности соотношений между ними; 4) установить закономерности пространственного размещения вещественных комплексов для разных временных интервалов.

Методика исследований. Для решения поставленных задач, помимо традиционных геолого-съемочных методов, использовался геодинамический анализ вещественно-структурных комплексов (ВСК) - естественных ассоциаций горных пород, сформированных в определенной геодинамической обстановке в пределах единой структуры и характеризующихся общностью развития. Выделение ВСК проводилось на основе стратиграфических, литологических, вещественных, структурных и других критериев. При их интерпретации использовался аюуалистический подход. Основой интерпретации ВСК служило определение индикаторных особенностей породных ассоциаций. Особое внимание уделялось анализу текстурно-структурных характеристик осадочных пород, составу кластической примеси и других компонентов, а также особенностям геохимического состава, как осадочных, так и магматических пород.

Фактический материал. В основу работы положены материалы, собранные автором в период с 1983 по 1990 год, при проведении исследований в составе Космоаэрогеологической экспедиции №3 ГНПП "Аэрогеология" на территории Чукотки. В результате этих исследований были составлены геодинамические карты территории масштаба 1 : I ООО ООО и 1 : 500 000, а также геологические карты

опорных участков масштаба I : 50 ООО. В этих исследованиях на различных этапах принимали участие О.С.Березнер, А.П.Ставский, В.А.Симонов, Г.Е.Бондаренко и др., оказавшие автору неоценимую помощь, как в процессе сбора и обработки фактического материала, так и при обсуждении результатов. Кроме собственного фактического материала, в работе использованы данные отечественных и зарубежных исследователей, а также результаты работ производственных организаций Мингео СССР. Для характеристики состава магматических и осадочных пород приводится 260 химических анализов образцов, из них для 105 образцов приведены результаты нейтронно-актнвационного анализа. Кроме этого в работе использованны новые определения макро- и микрофаунистических остатков из палеозойских и мезозойских комплексов.

Научная новизна. Впервые для Центральной Чукотки проведена комплексная геодинамическая интерпретация большинства до-позднемеловых образований. Часть комплексов, как самостоятельные образования, выделены впервые - горизонт параллельных диабазовых даек, подстилающих фрагменты среднеюрской-раннемело-вой палеоокеанической коры на юге хр. Пекульней и раннемеловой тектоно-гравитационный микстит. В пределах выделенной Пекуль-нейско-Золотогорской палеоостроводужной системы, объяснены особенности пространственного размещения основных структурных элементов. Определена латеральная зональность расположения комплексов внутри структурных элементов и закономерности фациаль-ных переходов внутри самих комплексов. Внесены определенные изменения и дополнения в схемы тектонического районирования территории и предложена новая модель эволюции, как отдельных структурных элементов, так и данного региона.

Практическое значение. Результаты работы могут быть использованы при составлении разномасштабных геологических и тектонических карт региона, а также при оценке перспектив площадей и отдельных комплексов на различные виды полезных ископаемых.

Основные защищаемые положения.

1. В строении Центральной Чукотки выделяются два структурных элемента - Чукотский микроконтинент и Пекульнейско-Золото-горская островодужная система позднеюрского-раннемелового возраста, которые образуют гетерогенное основание для наложенных вулканических структур - мелового и палеогенового возрастов.

2. В южной части Чукотского микроконтинента для триасовых отложений установлено общее южное направление понижения склона и проградации шельфа пассивной окраины этого возраста. Строение поздаеюрских-раннемеловых образований свидетельствует о формировании конвергентной границы вдоль южной окраины Чукотского микроконтинента в раннемеловое время.

3. Пекульнейско-Золотогорская палеоостроводужная система в поздаеюрское-раннемеловое время маркировала конвергентную границу Мезопацифнка. В хребте Пекульней установлен латеральный ряд ВСК, позволяющих определить восточную полярность этого сегмента палеодуги. С запада на восток последовательно выделяются: вулканогенно-осадочньш комплекс задугового бассейна (берриас-валанжин); вулкано-плутонический комплекс поднятая палеодуги (волга-валанж!ш); и комплексы фронтальной «вулканической части палеодуги (аккреционный клин), включающие в себя аккретирован-ные фрагменты палеоокеанической коры (байос-валанжин) и ранне-меловые склоновые отложения с хаотическими горизонтами.

4. Готеривский пикрнт-базальтовый вулкано-плутонический комплекс хр. Пекульней является показателем раскрытия интрадуго-вого бассейна Пекульнейского сегмента палеодуги на заключительном этапе ее эволюции.

Апробация работы и публикации. Основные положения и результаты работы, а также используемые методики докладывались и обсуждались на Всесоюзных совещаниях по тектонике плит (1988, 1990 г.г.), на 3-ем региона льном петрографическом совещании по Северо-Востоку СССР (Магадан, 1988). Они также были защищены в рамках производственных и тематических отчетов на НТС ГНПП "Аэрогеология" (Москва, 1987, 1993). По теме диссертации опубликовано 6 научных работ.

Структура и объем работы. Диссертация объемом /О страниц текста состоит из введения, б глав, заключения и приложения. Содержит ¿^иллюстраций, 17 таблиц (14 в приложении) и библиографию из наименований.

Работа завершена в лаборатории "Тектоники океанов и при-океанических зон" ГИН РАН под руководством С.Д.Соколова, которому автор выражает свою глубокую признательность. Более ранние

шие

этапы исследований проходили под руководством ¡С.М.Тильмана] о

----котором автор хранит добрую память. Многие-годы геологические

исследования проводились в тесном творческом сотрудничестве с

A.П.Ставским и О.С.Березнер, оказывавшими постоянную помощь и поддержку. Автор выражает свою признательность за помощь, оказанную на разных этапах проведения работы, за советы и замечания при обсуждении результатов Г.Е.Некрасову, В.А.Симонову, Г.Е.Бон-даренко, В.Г.Сафонову, С.М.Ляпунову, И.Л.Жулановой, В.Ф.Бело-му, М.Л.Гельману. Автор весьма признателен К.В.Паракецову,

B.Г.Данилову, М.Н.Поташовой, НЛО. Брашну, Г.П.Тереховой, определявшим коллекции ископаемых остатков.

ГЛАВА 1. ИСТОРИЯ ВОПРОСА

В этой главе рассматривается эволюция взглядов на геологическое строение, тектонику и историю развития региона. Обычно

тгрритория расположенная к северу от р.Амгуэма, относится к Чукотскому (Натальин, 1984; Зоненшайн и др., 1990) или Арктическому (Богданов, Тильман, 1990) континенту, южной границей которого служит Южно-Анюйская сутура, протягивающаяся на восток вдоль северных отрогов хр.Пекульней под вулканитами ОЧВП в долину р.Амгуэма и далее на зал. Креста. При этом структуры хр.Пекульней и басс. р.Канчалан, иногда рассматриваются в качестве экзотических террейнов, пришедших из низких широт и причлененных к вну-триокеанической Кони-Мургальской дуге (Зоненшайн и др., 1990). В других случаях к структурам Чукотского микроконтинента относят и территорию междуречья Анадырь-Амгуэма, выделяя их в качестве Танюрер-Золотогорской складчатой системы (палеодуги) (Соколов, 1992), или Тайгоносско-Западно-Корякской системы (Некрасов и др., 1987), а эволюция хр.Пекульней рассматривается в рамках модели заложения окраинноморского квазиокеанического бассейна на краю континента (Марков, Некрасов 1980; Паланджян и др., 1982).

Наиболее изученным объектом является хр.Пекульней. Так, Г.Е.Некрасовым описана покровно-складчатая структура хр.Пекульней, образованная тремя комплексами - автохтонным, аллохтонным и неоавтохтонным; в составе автохтона впервые был выделен комплекс даек пестрого состава (Некрасов, 1978), а комплексы кристаллических базитов и ультрабазитов, интерпретировались как отторжен-цы докембрийского меланократового фундамента разного типа, выведенные в обстановке "фронтальный надвиг - тыловой раздвиг", при раскрытии на краю континента узкого квазиокеанического бассейна, типа Красного моря (Некрасов, 1978; Марков, Некрасов и др., 1980, 1982). Изучение полнокристаллических базитов и ультрабазитов хр.Пекульней, позволило И Л.Жуиановой и А.Н.Перцеву отстаивать взгляд на гетерогенность этих комплексов, магматическую природу и молодой (раннемеловой) возраст большей их части (Жуланова и др., 1987; Жуланова, Перцев 1988).

В осевой части хр. Пекульней С.С.Зишшьш (1983) была выделена ассоциация вулканических ультрамафитов кембрийского возраста, рассматривавшаяся в качестве офиолитов. Позднее эта ассоциация изучалась В.Е.Стерлиговой (1982) и Б.А.Марковским (1985), был обоснован готернвский возраст пикритов и связанных с ними базальтов. В результате проводившихся геолого-сьемочных работ были составлены геологические карты масштаба 1:200 000 и 1:50 000 (Захаров, 1979; Мануйлов и др. 1966, 1983; Шкурский и др. 1964; Агальцов и др. 1986).

Для Чукотского микроконтинента установлена коллизионная природа раннемеловых гранитоидов (Парфенов, 1984); выделены позднеюрские-раннемеловые структуры, маркировавшие юго-западную конвергентную границу микроконтинента (Натальин, 1984;

Богданов, Тильман, 1990); а комплексы палеозойского-раннемезо-зонского чехла рассматривались, как отложения пассивной окраины (Зоненшайн и др., 1990).

Пристальное внимание к геологии хр.Пекульней резко контрастировало со слабым изучением территории в бассейнах рек Амгуэма (верхнее течение), Канчалан, Танюрер. Вопросы геологии этих территорий почти не рассматривались в научной литературе, и к настоящему времени на ряд площадей нет даже Государственных геологических карт среднего масштаба.

. ГЛАВА 2. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ

Рассматриваемый в работе район Центральной Чукотки охватывает границу внутренней и внешней части Тихоокеанского тектонического пояса. Так как для этой территории нет общепринятой схемы тектонического районирования, обобщение автором различных схем и данных по региону и результаты собственных наблюдений, позволяют выделить здесь следующие основные структурные элементы: Чукотский микроконтинент, Пекульнейско-Золотогорская система, находящаяся на стыке структур Чукотки и Корякско-Кам-чатской области, и наложенные на гетерогенное основание средне-поздкемеловой Охотско-Чукотский (04ВП) и палеогеновый Ана-дырско-Бристольский (Иванов, 1983) вулканические пояса.

В Пекульнейско-Золотогорской системе, выделяется ряд сегментов, или блоков, имеющих сходство в составе слагающих их образований, однако различающихся структурным рисунком -Пекульнейский, Канчаланский, Ушканъегорский и Золотогорский. ГЛАВА 3. ЧУКОТСКИЙ МИКРОКОНТИНЕНТ Чукотский микроконтинент занимает северную часть полуострова Чукотка и значительную часть примыкающего Арктического шельфа и ряд островов (Зоненшайн и др., 1990). Его граница с Пекульнейско-Золотогорской системой перекрыта на всем протяжении образованиями ОЧВП и кайнозойскими отложениями.

В изученном районе в строении микроконтинента участвуют три ВСК, отражающие различные этапы его развития: пермь-триасовый; позднеюрско-раннемеловой и раннемеловые граниты.

Отложения пермь-триасового карбонатно-терригенного комплекса сильно деформированы, вплоть до образования изоклинальной складчатости и разбиты нарушениями. Это песчаники, алевролиты и аргиллиты, часто с заметной долей карбоната в цементе, конкрециями сульфидов и локальным обогащешгем углистым веществом. Нижние части разреза органических остатков не содержат. Фаунистически в районе подтверждены только отложения оленек-ского века, карния и нория. В обломочном материале пород доминирует кварц-полевошпатовая кластика.

Проведенный анализ позволил установить сильную фациаль-ную изменчивость триасовых отложений, как с севера на юг, так и снизу вверх по разрезу. Накопление отложений раннего и среднего триаса шло, в основном, за счет развитых гравитационных потоков типа турбидитов на подножии или континентальном склоне южного понижения, где происходил рост мощной осадочной призмы. Накопление осадков не было изостатически уравновешено, что приводило к постепенному вертикальному росту призмы, с приближением ее поверхности к кромке шельфа и увеличением вверх по разрезу доли проксимальных фаций. В отложениях позднего триаса вверх по разрезу и в направлении с юга на север фиксируется смена турбидитов, шельфовыми осадками, в которых перенос и осаждение осадочного материала были связаны в основном с водными течениями разной интенсивности при снижении скоростей седиментации и высокой биопродуктивности. Подобная зональность отчетливо указывает на понижение континентального склона и проградацию шельфа в южном направлении.

Комплекс позднеюрско-раннемеловых отложений на изученной территории развит только вдоль самой южной окраины Чукотского микрдконтинента, где разделен на две части туфо-терригенную и вулкано-терригенную. Время формирования туфо-терригенных отложений, судя по многочисленным определениям бухий, соответствует интервалу от нижней волги до верхнего валанжина включительно. Основание разреза не вскрыто. Однако по различиям в степени дислокаций и по характеру обломочного материала предполагается несогласное налегание этих отложений на образованиях триаса, деформированных в предоксфордское время (Тектоника ...,1980).

Мощность позднеюрско-раннемеловых туфо-терригенных отложений увеличивается с севера на юг, достигая 1500 м. Они фаци-ально изменчивы и представлены незакономерным переслаиванием песчаников, алевролитов и аргиллитов, реже конгломератов и гравелитов. Характерной чертой отложений является преобладание в обломочной часта нижней половины разреза кварц-полевошпатовой кластики и обломков терригенных пород, и туфогенностъ верхних горизонтов с верхневаланжинскими бухиями.

Вулкано-терригенньш тип отложений впервые был выделен В.И.Чубаровым (1978). При изучении этих отложений, автором была установлена их сильная фациальная изменчивость и линзовидно-прерывистый характер распределения различных типов пород. В нижней части разреза это лавы, лавобрекчиии, туфы среднего и основного состава, расслоенные песчаниками, туффитами и алевролитами с остатками иноцерам, белемнитов, брахиопод и крупных фрагментов древесины. Выше среда вулканитов преобладают андезиты и дациты, возрастает роль туфо-терригенных и терригенных

пород, которые и венчают разрез. Мощность отложений достигает 950 м. Время их формирования охватьшало верхнюю часть валанжи-на и ранний готерив. Особенности строения и состава осадочных пород свидетельствуют о перемещении обломочного материала с севера на юг, и о смене мелководных условий прибрежной части открытого бассейна на обстановку речной дельты и быстро мелеющих заливов.

Проведенный анализ петро- и геохимических особенностей состава вулкагаггов, позволяет сопоставить их с эффузивами N3 и К-Иа известково-щелочной серии андийской окраины.

Состав и строение позднеюрско-раннемеловых отложений позволяют сделать вывод о формировании вдоль южной окраины Чукотского микроконтинента конвергентной границы плит в поздневала-нжинское время. Наиболее вероятно, что рассмотренные комплексы являются продолжением островодужных серий Нутесынской (Ната-лыш, 1984) или Куольпольнейской (Богданов, Тильман 1990) душ.

Гранитоиды ранпемелового комплекса Чукотского микроконтинента прорывают сильно дислоцирова1шые образования пермь-триасового и позднеюрско-раннемелового возраста. Их массивы окружены зональными метаморфическими ореолами и выходят в ядрах поднятий типа "молодых" гранитных куполов, или валов, значительно усложняя картину более ранней линейной складчатости. Гранитоиды перекрываются образованиями ОЧВП и их обломки, так же как и роговики из экзоконтактовых зон, содержатся в апт-альбских отложениях. В геодинамическом отношении они являются показателем коллизии Чукотского ыикроконтинента, произошедшей перед формированием ОЧВП.

ГЛАВА 4. ПЕКУЛЬНЕЙСКО-ЗОЛОТОГОРСКАЯ СИСТЕМА

Общая характеристика. В современном структурном плане Пекульнейско-Золотогорской системы выделяются субмеридиональный и субширотный отрезки. Субмеридиональный Пекульнейский сегмент в гравитационном поле выделяется в виде линейной положительной высокоградиентной аномалии, ограниченной с обоих сторон контрастными минимумами. Западный мштмум соответствует Вельской, а восточный - Танюрерской впадине. Обе впадины заполнены мощным комплексом вулканогенных и терригенных отложений мела и кайнозоя, вскрывающихся по их бортам. В осевой части Вельской и на юге Танюрерской впадины отмечаются локальные линейные магнитные и высокоградиентные положительные гравитационные аномалии, свидетельствующие о наличии на небольшой глубине тел базит-ультрабазитового состава (Махлай, 1981,1985). Предполагается, что основанием осадочного чехла впадин служит деформированная меланократовая кора, фрагменты которой текто-

ническим путем были выведены в вышележащие осадочные слои. Фрагмента подобной коры досреднемелового возраста вскрываются вдоль западного борта Танюрерской и восточного - Вельской впадин.

Субширотный отрезок Пекульнейско-Золотогорской системы состоит из трех сегментов — Канчаланского, Ушканьегорского и Золотогорского, которые кули сообразно наращивают друг друга с северо-запада на юго-восток. Современное положение этих сегментов, вероятно обусловлено правосдвиговыми смещениями. Пространственные границы сегментов определяются по различиям структурного рисунка и положению разнозначимых аномалий поля силы тяжести. Ушканьегорскому и Золотогорскому отвечают высокоградиентные положительные аномалии, а швы вдоль которых происходила их столкновения и сдвиговые перемещения, маркируются контрастными линейными отрицательными аномалиями. Канчаланский сегмент не имеет яркого выражения в геофизических полях, что объясняется широким развитием в его пределах раннемеловых гра-нитоидов, кислых вулкано-плутонических образований ОЧВП и, существенно, сиаяическим характером фундамента.

Пекульнейский сегмент охватывает одноименное горное сооружение. К северу структуры сегмента перекрываются образованиями ОЧВП, а на юге ныряют под, чехол рыхлых отложений Анадырской впадины, где срезаются ( по.геофизическим данным) Крестово-Майницким разломом северо-западного простирания.

Характер современной структуры хребта во многом определяется протяженными постсенонскими (скорее долгоживущими и обновляемыми) нарушениями субмеридионального простирания. Сред и них преобладают взбросы, формирующие клавишный рисунок ассиметричного горста. Многие из нарушений имеют отчетливую левосдвиговую компоненту и сопровождаются складками волочения. Вслед за Г.Е.Некрасовым (1978), в чешуйчато-складчато-блоковой структуре хребта, автором выделяются три основных комплекса: автохтон, аллохтон и неоавтохтон, хотя они рассматриваются в несколько ином объеме, с определенными изменениями в интерпретации их внутренней структуры и генезиса. Следует также отметить, что понятие автохтон, аллохтон и неоавтохтон, в приложении к современной структуре хребта, весьма условны, так как неоднократное проявление разноориентарованных напряжений, привело к значительному усложнению структуры, с существенным .изменением соотношений между комплексами. В целом, разновозрастные;образования хр. Пекульней, составляют латеральный и вертикальный'ряд ВСК, слагающих деформированный . фрагмент г позднеюрской-раннемеловой островодужной системы и перекрывающий его многоярусный неоавтохтон.

Осевая часть хребта отвечает поднятию палеодуги (автохтон), в объеме которого рассматриваются позднеюрский-ранпе.меловои вулкано-плутопическии островодужный комплекс; и комплексы до-позднемезозойского гетерогенного основания: позднепалеозойский-раннемезозойский вулкано-плутонтеский комплекс (?); докембрийский (?) метабазит-габбровый комплекс. Как тектонические отгорженцы меланократового фундамента автохтона, вероятно можно рассматривать и докембрийский (?) метаморфогенно-магматический комплекс базит-ультрабазитового состава . Внутреннее строение автохтона весьма неоднородно. Он представляет собой серию полосовидных блоков, ограниченных крутопздающимн взбросами и надвигами, осложненных диагональными и поперечными нарушениями и испытавших дифференцированную степень воздымашм. К автохтону, вероятно, относится и готериеский пикрит-базальтовый вулкано-плутонтеский комплекс. В современной структуре он выходит в узкой субмеридиональной линейной зоне, ограшгченной с запада и востока взбросами и надвигами.

В строении метаморфогепно-магматического комплекса базит-ультрабазитового состава принимают участие шпинелевые и гранат-шпинелевые юпшопироксениты, вер литы, дуниты, амфибол-цоизи-товые, часто с гранатом, кристаллосланцы и эклоппы. Они слагают пластинообразные и линзовидные тела сложного зонально-слоистого строения с тектоническими ограничениями, ориентированные субвертикально, или круто погружающиеся на восток и приуроченные к восточной границе гшкрит-базальтового меланжа. Отличительной чертой этого комплекса, отмеченной всеми исследователями, является сонахождение в его пределах как явно магматических пород (дуниты, вер литы, гранат-шпинелевые клинопироксениты), так и явно метаморфических (кристаллосланцы и эклогиты), а также тесная пространственная ассоциация с телами диафторированных биотит-гранатовых плагиогнейсов. Эти особенности определили широкий спектр взглядов на природу комплекса, который рассматривается: как гетерогенное образование в котором совмещены меловые глубинные ультрабазитовые интрузии и преобразованные фрагменты архейских (?) кристаллических комплексов, залегавших на уровне становления этих интрузий и выше (Жуланова, Перцев, 1988); как фундамент аллохтона, в котором совмещены архейские метаморфические и протерозойские магматические породы (Некрасов, Сумин, 1987); как член позднеюрской-раннемеловой офи-олитовой ассоциации (Кайгородцев, 1961; Паланджян и др., 1982).

Принимая во внимание: особенности строения и состава комплекса; следы его размыва в поздневолжских туфогравелитах острово-дужной толщи (Стерлигова, 1982); имеющиеся древние датировки (Некрасов, Сумин, 1987); активные контакты по отношению к поро-

дам комплекса со стороны гранитоидов и даек диабазов, сопоставимых с плутоническими членами позднеюрской-раннемелоьой остро-водужной ассоциации; а также его геохимические характеристики (Некрасов, Ляпунов, 1987), автор предполагает, что породы комплекса слагают тектонические отторженцы гетерогенного фундамента автохтона (палеодуги).

Метабазит-габбровыи комплекс докембрийского (?) возраста участвует в строении тектонических выступов основания автохтона на северо-западе хребта. В составе комплекса выделяются две группы пород тесно переплетающиеся друг с другом, так что разделение их весьма затруднено. Первая группа это мигматизированные амфиболиты, образовавшиеся по вулканогенно-осадочным отложениям базитового состава (Жуланова, 1987; Некрасов, Сумин, 1987). Вторая группа пород - апогаббровые кристаллосланцы и габбро-нори-ты, часто имеющие облик мигматитов и агматитов из-за насыщения жилами тоналигов. :.,,-■,

Породы комплекса rip срываются. фа нитоида ми и пестрыми по составу дайками позднеюрского-раннемелового островодужного комплекса, и габброидами расслоенного, комплекса, встречаясь в виде ксенолитов внутри расслоенных плутонов. Делается предположение, что мигматизация габбро-нрритов, связана с их частичным плавлением в зонах, интенсивно иш>ецировашшх расслоенными габброидами. Геохимические особенности, в т.ч. распределение РЗЭ во всех породах кошмекса ресьма сходны, что .позволяет их рассматривать в едином ряду дифференциации от габбро-норитов до мета-базитов, и близки по по^зателям к трлеитам островных дуг. Возраст метабазит-габбрового комплекса на основании геологических данных и опубликованных датиррвок цирконов (Некрасов, Сумин, 1987), принимается условно докембрийским.

В позднепалеозойский-раннемезозойский комплекс достаточно условно объединены три вещественных ассоциации: позднепалеозой-ские расслоегагые габброиды; поздаепалеозойская метавулканоген-но-осадочная толща и раннемезозойские гранмтоиды. Все эта породы в тесной пространственной взаимосвязи участвуют в строении выступов основания автохтона.

Позднепалеозойские расслоенные габброиды представлены широкой гаммой пород, образующих ряд от плагиоклазового перидотита до габбро-анортозита и амфиболового лейкогаббро. Они прорывают образования метабазит-габбрового комплекса и поздне-палеозойскую (?) метавулканогенно-осадочную толщу и, в свою очередь, рвутся раннемезозойскими гранитоидами и позднеюрско-раннемеловыми габбро, гранитами и дайками пестрого состава. Это позволяет предварительно оценить возраст расслоенных габброидов как позднепалеозойский, что не согласуется с опубликованными

изотопными датировками цирконов из пород комплекса, которые дают разброс от 700 до 2400 млн.лет (Некрасов, Сумин 1987).

Геохимические особенности пород комплекса ■ обогащенность ЛРЗЭ (ЬаАТ>=1,|-4,8)ы,(Ъа/Се=1>05-2,05)ы, повышенные содержания Ва, Бг, при крайне низких концентрациях Т1, 7х, ЫЬ, Та, 111", позволяют отделить их от пород метабазит-габбрового комплекса и рассматривать в качестве глубинных аналогов высокоглиноземистых базальтов островных дуг.

Позднепалеозойская метавулканогенно-осадочная толща вместе с другими породами основания автохтона участвует в строении тектонических блоков на севере и юге хр.Пекульней. Породы толщи испытали крайне неравномерные данамотермалысые преобразования. В пределах небольших по размеру клиньев среди расслоенных габброидов они превращены в графит-гранат-биотитовые (тогда с кордиеритом) метаморфические сланцы и гранат-биотитовые, гранат-кордиерит-доуслюдяные плагиогнейсы. Фрагменты толщи выходящие на периферии блоков представлены переслаиванием вулканомиктовых, туфогенных и кварц-полевошпатовых песчаии-ков, гравелитов, алевролитов и аргиллитов, часто известковистых и углистых, туфов и лав основного, среднего и кислого состава, а также карбонатных пород. Основание толщи не вскрыто, видимая мощность достигает 750 м.. .

Фаунистически возраст толщи не подтвержден и принимается позднепалеозойским на следующих основаниях: сопоставление по составу и характеру преобразований с фаунистически датированными отложениями Канчаланского сегмента; активные контакты и ороговикование пород толщи со стороны раннемезозойских грани-тоидов и поздаеюрско-раннемеловых даек пестрого состава; обилие в псеффитах берриас-валанжинского возраста обломков пород идентичных породам толщи. Кроме этого, как косвенное подтверждение позднепалеозойского возраста толщи можно рассматривать находку в раннемеловой олистостроме (для которой определено направление сноса материала с запада на восток) на восточных склонах хребта, глыбы кислого туффита с многочисленными остатками раннекамен-ноугольных кораллов. Особенности состава толщи позволяют предположить ее островодужный генезис.

Раннемезозойские гранитоиды образуют сложно дифференцированные интрузии среди пород основания автохтона, или слагают отдельные тела, имеющие тектонические ограничения, или выступающие в роли рамы для раниемеловых плагиогранитов. Они прорывают расслоенные габброиды и позднепалеозойскую толщу, которые в зкзоконтакте обнаруживают интенсивную перекристаллизацию и рассланцевание. Сами раннемезозойские гранитоиды рвутся поздне-юрскими-рашгемеловыми дайками пестрого состава и плагиограни-

тами. В строении тел раннемезозойских гранитоидов принимают участие роговообманковые и биотит-роговообманковые габбро-дао-риты, диориты, кварцевые диориты, кварцевые монцониты, грано-диориты и плагиограниты, сложно сочетающиеся и часто переходящие друг в друга. П о своим геохимическим особенностям эти породы отвечают гранитоидам вулканических дуг по (Реагсе, 1984), или ipa-нитоидам андезитового ряда по (Кузьмин, 1985). Радиологический возраст гранитоидов, определенный K-Ar методом (6 проб) заключен в интервале от 195 до 226 млн.лет, на основании чего принимается раннемезозойским. Их домеловой возраст подтверждается также обилием обломков в псгффитах берриас-валанжинского возраста.

Принимая во внимание тесную пространственную взаимосвязь рассмотренных гранитоидов, расслоенных габброидов и метавулка-ногенно-осадочной толщи, а также их предполагаемый сходный генезис и возраст, делается допущение, что они образуют единую вулкано-плугоническую ассоциацию поздаепалеозойского-раннеме-зозойского возраста, маркировавшую конвергентную границу плит.

Позднеюрско-раннемеловой вулкано-плутонический островодуж-ный комплекс объединяет вулканогенно-осадочные отложения волжско-валанжинского возраста и одновозрастные плутонические магматиты.

Изучение вулканогенно-осадочных отложений, позволило установить их сильную фациальную изменчивость, большое разнообразие литологических типов пород и дифференцированный характер вулканизма с высоким коэффициентом эксплозивности. По составу среди вулканических пород преобладают базальты и андези-базальты. Андезиты, дациты и риолиты играют подчиненную роль и приурочены, в основном, к верхней половине разреза, причем кислые разности преобладают в туфовой и субвулканической фациях. Осадочные породы представлены разнообразными туффитами, туфоген-ными, полимиктовыми и гранитомиктовыми конгломератами, кон-глобрекчиями и брекчиями, пуддашгами и, в разной степени туфоген-ными, песчаниками и алевролитами, реже аргиллитами. Среди обломочного материала встречены эффузивы разного состава, часто ме-таморфизованные, туфогенно-осадочные породы, роговики, графитовые сланцы., в том числе с кордиеритом, андалузитом или гранатом, и биотит-роговообманковые плагиошейсы, иногда с гранатом и кордиеритом, и часто диафторированные. В значительных количествах присутствуют обломки габбро-диоритов, диоритов, тонали-тов и гранитов, которые на отдельных участках преобладают. Основание отложений нигде не вскрыто. Однако, наличие в обломочном материале пород, аналогичных породам комплексов основания автохтона, свидетельствует о несогласии между ними. Отложения охарактеризованы бухиями волжского, берриасского и валанжин-

ского ярусов. Максимальная видимая мощность отложений достигает 2500 м.

Проведенный анализ строения и состава отложений позволил реконструировать обстановки их накоплешгя. Седиментация и вулканизм протекали как в субаэральной, так и в субаквальной обстановке, в условиях резко расчлененного рельефа. Часть осадочных пород накапливалась в мелководной прибрежной зоне, о чем свидетельствуют следы ряби на поверхности слоев, пологая косая слой-чатость, устричные банки и т.п. Часть отложений формировалась за счет перемещения обломочного материала грязекаменными и пиро-кластическими потоками от подножия наземных вулканических аппаратов в прибрежную зону прилегающего бассейна. Неоднократное переотложение обводненных осадков или трансформация высо-коплотностных потоков осадочного вещества приводили к накоплению ритмично градированных отложений. Венчающие вулканоген-но-осадочный разрез на севере хребта брекчии и конглобрекчии позднеберриасского-валанжинского возраста, знаменуют собой период усиления тектонической активности. Накапливаясь у подножия крутых склонов и уступов за счет обрушения и осыпания пород поднятий основания, часть брекчий испытывала незначительные перемещения, приобретая черты стратификации. В периоды затухания тектонической активности на грубообломочных породах накапливался относительно тонкий материал с развитием морских биоценозов, и т.д.

Плутонические члены островодужного комплекса представлены субвулканами кислого состава, комплексом сближенных даек пестрого состава, а также гипабиссальными интрузиями плагиогра-нитов и амфиболовых габброидов. В комплекс сближенных даек (Некрасов, 1978), объединены многочисленные трещинные тела, варьирующие по составу от базальтов до риолитов, и образующие зоны интенсивного насыщения (часто по типу "дайка в дайке") среди пород основания автохтона и волжско-валанжинских отложений. Дайки образуют разноориентированные рои, тогда расходящиеся веером, однако при сохранешш генерального субмеридионального простирания. В вулканогенно-осадочных отложениях дайки, насыщая туфо-терригенные горизонты, теряются в выще-залегающих лавовых потоках.

Большая часть субвулканических тел приурочена к верхним частям разреза на юге хребта, где они образуют многочисленные субсогласные линзовидные залежи, иногда соединенные перемычками. Интрузивные разности представлены небольшими массивами пшабиссальных плапюгранитов й амфиболовых габброидов, прорывающих нижние горизонты вулканогенно-осадочных отложений и породы комплексов основания.

Анализ распределения породообразующих окислов, РЗЭ и микроэлементов в различных типах пород комплекса, позволил установить соответствие вулканитов и плутонических членов, их надсуб-дукционную природу и провести геохимическую типизацию. Выяснено, что наибольшее распространение среда! вулканитов и даек имеют истощенные толеиты, высокоглиноземистые толеиты и известково-щелочные разности. Ограничено развиты высокотитанистые надсуб-дукционные составы. Кроме этого, среди вулканитов встречаются шошониты, а среди даек породы сопоставимые с породами бонинит-ыарианитового ряда.

Предполагается, что сонахождение в единых дайковых роях и вулканических разрезах различных геохимических типов пород, имеющих разноглубинные источники, а также широкое развитие дайковых роев, свидетельствует о крутом наклоне палеозоны суб-дукции, и о проявлении интенсивных процессов надсубдукционного растяжения в теле палеодуги.

Готеривский пжрит-базалыповый вулкйно-плутонический комплекс протягивается узкой полосой вдоль осевой части южной половины хр.Пекульней и повсемествно имеет тектонические ограничения. На западе по крутому взбросу с ним соприкасаются породы верхней части и основания автохтона, а на востоке он перекрыт крутыми й пологими пластинами вулканогенно-кремнистого комплекса аллохтона, из-под которых на отдельных участках обнажаются клинья островодужного разреза и тектонические отгорженцы меланократового фундамента автохтона. На севере зона распространения пикритов ограничена малоамплитудным присдвиговым надвигом пород комплексов основания автохтона, а на юге - перекрывается чехлом поздиемеловых и кайнозойских отложений.

В настоящее время пикрит-базальтовый комплекс превращен в мономиктовый меланж, матрикс и блоки которого различаются лишь степенью переработки. Блоки, сложённые породами других комплексов, приурочены к границам меланжа и представляют фрагменты рамы и ее основания. Меланж структурирован: кроме тенденции погружения на юг, так что наиболее нижние породы готеривско-го комплекса выходят в северной части меланжа, а верхние - в южной; блоки приуроченные к западной границе меланжа имеют преимущественно западное падение, а к восточной - соответственно восточное. Подобное строение позволяет рассматривать пикрит-базальтовый комплекс в качестве деформированной и меланжированной антиформы, погружающейся на юг и ограниченной с обеих бортов взбросами и надвигами.

Анализ строения и состава фрагментированных частей пик-рит-базальтового комплекса, позволил восстановить его первоначальный облик и последовательность формирования. "Нижняя" часть

комплекса сложена пикритами, пикритобазальтами и меланобазаль-тамИ, образующими потоки лав и горизонты вулканических брекчий и пшлокластитов, иногда расслоенных вулканомнктовыми или туфогенными песчаниками и алевролитами. Туфогенно-осадочные породы, гналокластаты и вулканические брекчии часто несут следы перемыва и сортировки водными течениями разной тггенсивности. В "верхней" части комплекса преобладают базальты, образующие мощные (до 1000 м) наслоения различных по морфологии потоков. Среди них встречаются горизонты туффитов, тефроидов, туфопесча-ников и Туфогравелитов, которые иногда содержат обильные, но фрагментировйнные остатки мелководных организмов. Для верхних частей базальтового разреза характерны мелкие линзы органйгенно-обломочных (мшанковых) известняков и маркирующие горизонты переслаивающихся кислых пепловых и зернистых туфов, грубооб-ломочных (до бомбовых) ксенотуфов и спекшихся туфов риолитов.

С эффузивами пикрит-базальтового комплекса связаны многочисленные субвулканические и пшабиссальные интрузивные тела. В верхней базальтовой части сосредоточены преимуществешю силлы габбро-диабазов, тогда как в нижней части локализуются тела ультраосновного и основного состава. Для краевых частей гипабиссаль-ных интрузий перидотитов, так же как и для ряда пикритовых лав, устанавлено наличиё закалочных структур, типа пироксеновый спинифекс. ; г.

С комплексом тесГго пространственно и структурно связаны блоки грубообломочных накоплешш - плохо сортированных и стра-тафицированйь1х;:!пЬй11М11ктЬвых, вулканомиктовых и туфогенных конглобрекчий и гравелитов, мощностью до 500 м. Состав обломочного материала - разнообразные вулкани'гы и туфогенно-осадочные породы, граниты, диориты, амфиболиты, метаморфические сланцы, кварциты, роговики, скарны, переотложенные поздаеюрские бухии -свидетельствует, что источником служили породы автохтона.

Изучение особенностей химического состава гапсритов и базальтов комплекса позволило разделить их на три геохимические группы: низкотатанистые (истощенные) пикриты и базальты (Ьам/УЬй= 0,065-0,7; УЬц= 2-7), слагающие основной объем комплекса; подчиненные им высокотитанистые (обогащенные) пикриты и базальты (Ьаи/УЬ^.В^^); и ферротолеиты (ЬамЛЪм-!). Проведенный анализ эволюции составов пород первой группы, с привлечением данных по составу оливинов (Марковский, 1985,1988) и моделированием распределения РЗЭ при разных степенях плавления сильноистощенного мантийного источника (рестита), с добавлением контами-нирующего фактора, по методике Я.Кау (1980), позволил сделать следующие выводы: по составу к исходному расплаву наиболее приближены часть гапсритов лав, гиалокластитов и субвулканических

тел, с содержаниями N^0=15-20% а УЪм=3-5; источником для этих составов, предположительно являлся сильно истощенный мантийный субстрат, испытавши! относительно невысокую степень частичного плавления в условиях низкого давления, при вероятном присутствии воды и контаминации (0,05-0,1%) материалом, сходным с океанскими металлоносными и радиоляриевыми осадками. Одновременно с этим, среди пород первой группы встречаются составы, образование которых может быть связано либо с плавлением еще более истощенного источника, либо с последующими стадиями плавления того-же самого многократно истощенного рестита. Базальты первой группы по составу наиболее приближены к истощенным голеитам островных дуг , имеют единый с пикритами мантийный источник и могут рассматриваться как дифференциаты, либо в ряде случаев -как производные более низкой степени плавления того же субстрата.

Особенности состава пород второй группы, позволяют сопоставить их с вулканитами внутриплитаых построек или обогащенными составами СОХ, а базальты третьей группы наиболее приближены к сильно дифференцированным толеитам СОХ (УЬк~30), однако несут следы "остаточной надсубдукционной" компоненты.

На основании анализа строения и состава пикрит-базальтово-го комплекса делается вывод, что его формирование происходило в условиях раскола островодужной постройки (интрадуговой трог).

В составе аллохтона в структуре Пекульнейского сегмента выделяются: кремнисто-вулканогенный комплекс среднеюрского-ранне-мелового возраста и пространственно ассоциирующий с ним кремнисто-туфотерригенный комплекс раннемелового возраста (тектоно-гравитационный микстит).

Кремнисто-вулканогенный комплекс выходит на юго-восточных склонах хр.Пекульней, где слагает пакет чешуй и пластин с западными и восточными падениями, в ряде случаев стоящими субвертикально и иногда деформированных. Комплекс имеет трехчленное строение. В его видимом основании впервые выделен горизонт, нацело сложенный пластинообразными телами параллельных диабазовых даек (мощность - 1 км). Над дайками развиты пиллоу-базаль-ты (мощностью 600-800 м), перекрытые породами осадочного чехла (до 100-150 м). При изучении разрезров комплекса выявлена следующая закономерность в строении и составе пород осадочного чехла. В верхней части лавового горизонта осадочные породы представлены осадочными, гидротермально-осадочными и гидротермальными силицитами и, реже, карбонатами, выполняющими интерстиции между лавовыми подушками или образующими единичные невыдержанные прослои. Вверх по разрезу они сменяются красными плитчатыми окисленными радиоляритами и железисто-глинистыми силици-

тами. На уровне перехода от лав к осадочным породам выявлено локальное развитие эдафогенных брекчий, состоящих из обломков базальтов, диабазов и радиоляритов, сцементированных железо-марганцевым окисным материалом с радиоляриями. В верхней части осадочного чехла преобладают кремнистые аргиллиты и железистые глинистые силициты. Венчают разрез пачки чередования зеленых восстановленных туфосилицитов, черных туфоалевролитов и псаммитовых туффитов. Кремнистая часть осадочного чехла датируется по радиоляриям интервалом от байосского яруса до раннего мела включительно. Алевропелиты содержат бухии (Стерлигова, 1982) верхней части валанжинского яруса.

Породы кремнисто-вулканогенного комплекса в линейных зонах, приуроченных к западной часта выходов, испытали неравномерно проявленный метаморфизм в зелоносланцевой, с переходами к глаукофан-сланцевой и эпидот-амфиболитовой фациях. Несколько небольших бескорневых метаморфизованных пласлш комплекса выделяются также и вдоль западной границы пикрит-базальтового меланжа. В отдельных случаях из метаморфизованных радиоляритов выделены поздаеюрско-неокомские радиолярии.

Среди магматических пород наибольшее распространение имеют толеиты СОХ. К ним относятся диабазы дайкового горизонта и большая часть лав (1^/УЪы=0,55-0,81). Они образуют фракционированный (от оливиновых до ферротолеитов) ряд, наиболее близкий по параметрам к базальтам ВТП, и не несут следов влияния зоны субдукции. К породам этой группы относятся также и зеленосланце-вые метамсрфиты. Породы второй группы имеют локальное развитие в верхних частях лавового горизонта и представлены базальтами "обогащенного" типа (Е-МОШЗ) и внутриплитными базальтами, среди которых, в свою очередь выделены разности аналогичные толеитовым и щелочным базальтам Гавайских островов и гавайитам (ЬанАЪн=3,8-11,5; ИЬ до 42 г/т).

Среди осадочных пород комплекса геохимическими методами устаеновлены: породы накапливавшиеся вблизи зон разгрузки гидротермальных растворов; резко сниженные темпы накопления в окислительной среде кремнистых аргиллитов, железистых глинистых силицитов и радиоляритов; определяющая роль биогенной компоненты в составе радиоляритов; отсутствие следов значимого привно-са аллотигенного материала в породах нижней половины осадочное го чехла и определяющая его роль в породах венчающих разрез.

На основании этих данных предполагается, что формирование кремнисто-вулканогенного комплекса происходило в СОХ с низкой батиметрией и высокой скоростью спрединга. Появление туфотерри-генных пород в верхней части разреза, свидетельствует о приближении океанической коры к конвергентной границе плит в поздне-

валанжинское время. Пройденный при этом путь оценивается величиной от 1500 до 2500 км.

Кремнисто-туфотерригенный комплекс раннемелового возраста (тектоно-гравитационный микстит) развит на юго-восточных склонах хр.Пекульней. Его хаотические накопления (с олистолитами и олистостромовыми горизонтами) протягиваются в субмеридиональном направлении в виде невыдержанных по ширине полос (0,1-4км), зажатых и, в ряде случаев, тектонически перекрытых, пластинами кремнисто-вулканогенного комплекса. Образования микстита сильно тектонизированы и представляют собой фрагменты, в разной степени стратифицированных пачек, ограниченных близвертикаль-ными нарушениями. Матрикс микстита разнороден и сложен туфо-генными алевролитами и аргиллитами, песчаниками, гравелитами, разнообломочными брекчиями, кремнистыми туфоаргиллитами, туфосшшцитами, туффитами и разнообразными смешанными типами пород. Возраст формирования микстита, на основании выделенных из матрикса радиолярий, определен как раннемеловой. В ряде случаев, видимым основанием микстита служат тектонизированные и счешуенные фрагменты кремнисто-вулканогенного комплекса, блоки даафторированных гранатовых и безгранатовых амфиболитов и плагиогнейсов, а также метаморфитов эпидот-амфиболитовой фации, предположительно по породам кремнисто-вулканогенного комплекса.

При изучении строения и состава микстита установлены породные ассоциации, при формировании которых поступление осадочного материала происходило различными путями и с различной динамикой. Обломочный материал, поступал как за счет разрушения выступов основания дна (эдафогенный материал), так и за счет перемещения и неоднократного переотложения с разных гипсометрических уровней полимиктового терригенного материала, при постоянном влиянии дифференцированных эксплозий. Различаются породы сходные с отложениями неразвитых гравитационных потоков -зерновых и пастообразных, а также с гемипелагитами, в которых определяющую роль играло фоновое осаждение терригенного, пиро-кластического и биогенного (планктон) материала. Установлено широкое развитие оползневых явлений и синседиментационной, а также ражей постседиментационной (додаагенетическон) тектони-зации пород. Определено направление понижения склона и перемещения потоков осадочного вещества с запада на восток. Среди олистолитов установлены, как породы кремнисто-вулканогенного комплекса, для которых проведена геохимическая типизация и выделены радиолярии средне-позднеюрского возраста, так и породы сопоставимые с различными комплексами автохтона, это "острово-

дужные" вулканиты и туфы, тус|>фнты с карбоновыми кораллами, диафторированные метаморфиты и т.п.

Изучение состава матрикса, олистолитов и видимого основа-гая микстита, позволило сделать вывод, что накопление осадочных пород матрикса микстита шло на террасированном склоне приост-роводужной част« желоба, сложенном аккретированными комплексами верхних частей океанической коры.

К аллохтонным элементам, вероятно, относится кремнисто-терригенно-базальтовый комплекс раннемелового возраста. Он расположен западнее структур автохтона, ¡на северо-западных отрогах хр.Пекулъней (г.Ворон), и повсеместно перекрыт отложениями ОЧВП. В строении комплекса пригашают участие базальты, их агломераты и гиалокластиты, с прослоями и линзами черных кремнистых аргиллитов, алевролитов и. реже туфосилицитов. Основание разреза не вскрыто, видимая мощность отложений достигает 800 м. Возраст определяется находками позднеберриасских-ранневалан-жинских бухий (Терехова, 1987).....

По геохимическим характеристикам базальты комплекса приближены толеитаи СОХ (Ьа^/¥Ъц^0,82-1,13), отличаясь от них повышенными концентрациями Р, Ьа; крупных литофилов (Ш>,Ва, К,5г), при выраженном относительном .обеднении Та, ЫЬ, то-есть имеют выраженную надсубдукциошгую компоненту. Наряду с этим сильная пористость базальтов свидетельствует о высоком давлешш летучих в расплаве и о незначительных глубинах их излияний, а ассоциация лав с тонкими алеврито-глшшсто-кремнистыми породами, содержащими редкие радиолярии и постоянную пирокластичес-кую примесь, при отсутствии следов привноса крупного аллотиген-ного материала, свидетельствует о формировании.комплекса в водной среде на относительном удалении от зон -лавинной седиментации, при постоянном влиянии области с дифференцированным эксплозивным вулканизмом. Эти особенности позволили рассматривать комплекс в качестве, фрагментов коры задугового бассейна, образовавшейся в зоне вторичного растяжения в тылу конвергентной границы плит. Относительная близость комплекса (25-30 км) в современной структуре к одновозраегным образованиям, маркировавшим поднятие дуги, и отсутствие между ними переходных фаций подножия и склона дуги, свидетельствует о его перемещенном, т.е. аллохтонном, положении.

Неоавтохтонные отложения залегают с выраженным несогласием на деформированных разновозрастных и разноформационных комплексах, пространственно совмещенных в современной структуре. Нижняя часть неоавтохтонного чехла сложена флишоидной туфо-терригенной толщей, развитой только на восточных склонах хребта и имеющей плавающую возрастную границу базального го-

ризонта, от позднего готерива-баррема на севере хребта (Агальцов И др.,1986) до баррем-апта на юге (Мануйлов и др.,1983). Эти отложения смяты в напряженные, вплоть до изоклинальных, складки субмеридионального простирания, часто с субвертикальной или наклонной (на север и юг) ориентировкой шарниров. В западной части структура отложений обычно осложнена складками волочения, отвечающими смещениям по левым сдвигам.

Состав отложений изменчив как по латерали, так и по вертикали. Это разнообразные конгломераты, песчаники, алевролиты, аргиллиты и туффиты. Устанавливается смена с запада на восток и вверх по разрезу фаций отвечающих флюксотурбидитам и неразвитым гравитационным потокам на фации турбидитов, при последующем обмелении и накоплешш осадков в зоне волнового воздействия. Формирование отложений происходило в интервале от поздаего готерива-баррема до альба включительно. Максимальная мощность достигает 3000 м. Состав обломочного материала свидетельствует о размыве различных комплексов автохтона и аллохтона. Примечательно присутствие в нижних интервалах разреза (руч. Олень) горизонтов спекшихся стекловатых туфов пикрито-базальтов. На севере хр.Пекульней, верхняя часть отложений фациально замещается вулканогенно-терригенными накоплениями апт-альбского возраста, нижней части 04 ВП.

Вышележащая часть неоавтохтонного чехла представлена сеноман-туронскими и сенонскими туфотерригенньши прибрежно-морскими и континентальными угленосными молассами. Они развиты уже по обоим склонам хребта и в отдельных межгорных впадинах в его осевой части, где залегают с несогласием на различных более древних комплексах, и с размывом на нижней части неоавтохтона. К северу эти отложения замещаются одновозрастными вулканическими накоплениями ОЧВП. Верхняя часть неоавтохтона сложена покровами палеоцен-эоценовых вулканитов и грубообломочными отложениями олигоцен-миоцена. Отмечается последовательное снижение степени деформаций неоавтохтонного чехла вверх по разрезу.

Характер строения и состава неоавтохтонного чехла свидетельствует о накоплении его нижней части в унаследованных углублениях рельефа, при синхронных деформациях, с последующим выравниванием и обмелением области седиментации. Накопление отложений неоавтохтонного чехла сопровождало три этапа перестройки регионального плана, которые фиксируются на уровне позднего готерива-баррема, границе альба и сеномана и позднего сенона-палеоцена.

Анализ вертикальных и латеральных рядов ВСК Пекульней-ского сегмента, позволяет рассматривать его в качестве фрагмента позднеюрской-раннемеловой островодужной системы. Основанием

палеодуги служили докеибрийские (?) пара- и ортометаморфические комплексы различного генезиса, а также поздаепалеозойские и раннемезозойские комплексы более древней островной дуги. Пекуль-нейский сегмент являлся звеном конвергентной границы обширного океанического бассейна, аккретированные фрагменты коры которого (кремнисто-вулканогенный комплекс), вскрываются в восточной части сегмента. Пекульнейский сегмент испытывал интенсивное растяжение в направлении перпендикулярном простиранию, в результате чего был сформирован комплекс сближенных даек пестрого состава, а в берриасское время в тылу дуги произошло раскрытие задуго-вой впадины. В конце валанжина активное поглощение океанической коры под Пекульнейский сегмент прекратилось, однако растягивающие напряжения сохранялись и, в результате, в раннем готериве произошел раскол тела дуги, с образованием узкого шпрадугового трога. С этим этапом связано образование пикрит-базальтовой вулкано-плутонической ассоциации.

Канчаланский сегмент занимает территорию Ташорер-Канча-ланского междуречья, где большая его часть перекрыта вулканитами ОЧВП и палеоцен-эоцена. Сегмент имеет складчато-блоковое строение и в его структуре выделяются: позднепалеозойский вулканогенно-осадочный комплекс; комплекс позднеюрских-раннемеловых туфотер-ригенньгх и вулканогенно-терригенных образований и синхронных им субвулканических тел; и комплекс раннвмеловых интрузий.

К породам позднепалеозойскеого комплекса отнесены пестрые по составу отложения, среди которых выделяются три тала: вулканогенные, вулканогенно-карбонатно-терригенные и карбонатно-туфо-терригенные. Обычно они вскрываются в пределах изометричных куполовидных поднятий или удлиненных валов, часто осложненных более поздними тектоническими нарушениями. Для верхнепалеозойских отложений, часть из которых охарактеризована фоссилиями, характерно: широкое развитие в доверхнепермских отложениях пестрых по составу вулканитов в лавовой и пирокластической фациях, количество которых возрастает с юго-востока на. северо-запад; постоянное присутствие в разрезе карбонатных порода-увеличение их роли с юга на север, а также обогащенность. .части пелитов углистым веществом. Кроме этого, состав и строение осадочных пород позволяют предположить мелководный прибрежно морской, в,том числе пляжевый,, характер карбонгщф-Тфригенных отложений, а также присутствие дельтовых фациц. Весьма вероятна перестройка в верхней перми, сопровождавшаяся изменением характера седиментации, а также затуханием или полным прекращением вулканизма. Наряду с этим для верхнепалеозоиских отложений характерен интенсивный, хотя и неравномерно проявленный динамотермалышй метамор-

физм, параметры которого в целом возрастают вниз по разрезу и, который можно сопоставить с зонально-купольным.

Позднепалеозойские вулканиты образуют единый дифференцированный ряд от трахиандезитов до трахириолитов, и по своим геохимическим характеристикам практически идентичны высококалиевым известково-щелочным вулканитам Андийской окраины.

Комплекс позднеюрских-раннемеловых отложений имеет крайне ограниченное распространение, вскрываясь в небольших эрозионных окнах из под наложенных вулканических образований, а также на флангах купольных структур. Обобщение результатов геологосъемочных работ, а также дополнительное изучение разрезов и сборы фаунистических остатков в разных частях Канчаланского сегмента, позволили в значительной степени уточнить характер фациаль-ной зональности этих отложений и восстановить условия их формирования. Время накопления этих отложений заключено в интервале от волжского яруса до валанжина включительно. Основание волжских горизонтов не вскрыто, однако описано несогласное налегание валанжинских слоев на позднепалеозойские отложения (Филимонов, 1984).

На северо-восточной окраине Канчаланского сегмента развиты флишоидные отложения, представленные ритмичным чередованием вулканомиктовых и полимиктовых песчаников, алевролитов и аргиллитов (Богомолов, 1986). Вдоль южной окраины сегмента в позднеюрское-раннемеловое время происходило накопление толщи тонкого переслаивания кремнистых и известково-кремнистых, иногда красных, алевролитов, аргиллитов и тонкозернистых туфогенных песчаников, т.е. отложений, где высока роль гемипелагических фации характерных для преддуговых регионов. У северо-западной границы сегмента преобладают песчаники, гравелиты, конгломераты и алевролиты, содержащие варьирующую долю туфового материала и переотложенной вулканокластики, и отвечающие по строению отложениям проксимальных гравитационных потоков осадочного вещества. В западной части, вдоль границы Канчаланского и Пекульнейского сегментов, в строении отложений значительную роль начинают играть лавы и туфы андезитов и риолитов (Филимонов, 1984). В центре Канчаланского сегмента осадконакопление происходило вблизи от поднятий суши и сопровождалось периодическим поступлением продуктов субаэральных эксплозий и эпизодическими изменениями базиса эрозии. Отмечается развитие отложений сопоставимых с озерными фациями (Богомолов, 1986).

Как плутонические члены позднеюрского-раннемелового комплекса, выделяются силлы и дайки пикрит-диабазов и габбро-диабазов, прорывающие отложения волжского яруса в басс. р.Таню-рер. По геохимическим характеристикам они образуют единый диф-

ференцированный ряд составов и по своим особенностям: (1лш/УЪн= 0,23-0,71); дефицит Та, Nb, при относительном обогащении крупными литофилами; отвечают производным истощенных мантийных источников, испытавших вторичное избирательное обогащение над зоной субдукции. Образование этих пикрит-диабазов и габбро-диабазов, приуроченных к границе Канчаланского и Пекульнейского сегментов, связьгоается со сдвиговыми смещениями сегментов друг относительно друга, при незначительном растяжении.

Комплекс раннемеловых интрузий имеет весьма широкое распространение, занимая более половины площади выходов доверхне-меловых образований. Породы комплекса слагают тела с относительно однородным или сложным зональным строением, неправильной овальной или удлиненной формы, выходящие в ядерных частях куполовидных поднятий или валов. В составе комплекса выделяется два типа интрузивных тел. Первый тип представлен зональными телами с расслоенными габброидами в центальных частях, сменяющихся вверх и по периферии амфиболовыми ленкогаббро, габбро-диоритами, и метаморфизованными микрогаббро. Внешняя оторочка массивов сложена гнейсовидными гранитами и чередующимися пара- и ортометаморфитами. На основании изучения строения и состава пород, сделан вывод о их становлении на фоне общего сжатия вмещающей коры. Ядерные части являются производивши слабо истощенной надсубдукционной мантии, породы краевой группы -обогащенные летучими и контаминированные дифференциаты, а породы внешней оболочки представляют собой продукты частичного плавления вмещающей базитовой коры и в разной степени ассимилированные и метаморфизованные фрагменты рамы , выведенные с разных уровней. По составу породы основной часта плутонов сопоставляются с толеитовыми и низкокалиевыми известково-щелочными производными надсубдукционного генезиса. Радиологический возраст плагиогранитов из внешней оболочки плутонов, определен K-Ar методом, и составляет 120+7 млн.лет.

Интрузии второго типа сложены диоритами и гранитоидами, с вариациями состава в этих пределах. Им также сопутствуют зональные динамо-термальные метаморфические ореолы, а породы краевых частей имеют гнейсовидное строение. В южной части сегмента в массивах встречаются ксенолиты ультраосновных и основных пород. По своим геохимическим параметрам породы этих интрузий сопоставляются с гранитоидами андезитового рада по (Кузьмин, 1985), гранитоидами вулканических дуг по (Реагсе, 1984), и сближаются с высококалиевыми вулканитами известково-щелочной серии активных континентальных окраин. Особенности строения и состава массивов, позволили сделать вьшод об их смешанном над-субдукционно-коллизиоином (мантийно-коровом) генезисе.

Анализ ВСК Каталанского сегмента предоставил возможность сделать несколько основных выводов. Прежде всего сегмент имеет достаточно мощную и зрелую кору, Tima сиалической. Однако, строение коры неоднородно, и она имеет конструктивный характер, с присутствием в ее составе в южной и западной части сегмента бази-товых и ультрабазитовых составляющих. Весьма значительны различия в истории развития Канчаланского сегмента и Чукотского микроконтинента, что не позволяет их рассматривать в качестве единой структуры, по крайней мере с позднепалеозойского времени. Наиболее вероятно, что в позднем палеозое Канчаланский сегмент, как составное звено более крупной структуры, маркировал конвергентную границу палеоокеанического бассейна. Подобная картина предпочтительна и для позднеюрского-раннемелового этапа, однако в этот период субдукция протекала вяло, что было связано либо с косым схождением плит, либо с низкой скоростью движения океанической плиты, и основная реализация надсубдукционного магматизма происходила в интрузивной форме. К середине раннего мела, Каталанский сегмент испытал значительные стрессы, приведшие к формированию в fero западной часта структур типа метаморфических валов, а в центральшюй части - гранито-купольных.

Ушуканьегорский и Золотогорский сегменты. Достоверные допозднеюрские образования в пределах этих сегментов неизвестны, и здесь выделяются: позднеюрско-раннемеловой вулканогенно-осадочный комплекс и раннемеловые интрузии.

Комплекс позднеюрско-раннемеловых отложений , весьма.сильно дислоцирован, прорван разновозрастными гранитоидами и, в ряде случае», весьма интенсивно метаморфизован. Основание отложений не вскрыто. В хр. Золотом развиты пространственно сближенные образования смежных фациалышх зон, датированные в отдельных разрезах фаунистическими остатками. В их состава выделяются поздне-юрско-раннемеловые, как существенно грубые терригенные отложения, так и существенно вулканогенные, состоящие из чередования меггаморфизованных вулканитов разного состава, и перекрытые с предполагаемым несогласием (Кичанов,1978) вулканомиктовыми терригенными отложениями готерива, с регрессивным характером строения разреза. Сходная картина выявляется и для Ушканьегор-ского сегмента.

В составе раннемелового интрузивного комплекса выделяются до- и синметаыорфические гранитоиды, выходящие в ядрах структур типа метаморфических валов, окруженные зональными метаморфическими оболочками, и неыетаморфизованные габброиды и полевошпатовые перидотиты.

Ушканьегорский и Золотогорский сегменты предлагается рассматривать как фрагменты единой позднеюрско-раннемеловой

Пекульнейско-Золотогорской островодужиой системы, которые испытали коллизию во второй половине раннего мела, с последующим их относительным смещением по сдвигам.

ГЛАВА 5. НАЛОЖЕННЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ В качестве наложенных структур рассматриваются средне-позднемеловой Охотско-Чукотский вулканический пояс (Филатова, 1988), и палеоцен-эоценовый Анадарско-Бристольский вулканический пояс (Иванов, 1983). На основе анализа фациальной зональности и структурных соотношений туфо-терркгенных отложений, фациально замещающих к югу вулканические накопления ОЧВП, делается вывод о нескольких основных этапах перестройки регионального плана. Oral были непосредственно связаны с процессами аккрещш, коллизйй и заложения конвергентной границы под ОЧВП.

ГЛАВА 6. МОДЕЛЬ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧУКОТКИ Поздаепалеозойско-раннемезозойская история в регионе восстанавливается с достаточной степенью условности. Рассматриваемая в работе часть Чукотского микроконтйнента, развивалась в это время в режиме пассивной окраины, с понижением склона на юг в современных координатах. Канчаланский и Пекульнейский сегменты в позднем палеозое и, возможно, в раннем мезозое маркировали конвергентную границу плит и отделялись от Чукотского микроконтинента Анюйским палеоокеаном (Зоненшайн и др.,1990). Предполагается, что эти сегменты располагались на продолжении поздиепалео-зойско-раннемезозойской Кони-Тайгоносской палеодуги (Некрасов, 1976; Соколов, 1992), отделявшей Омолонский, Приколымский и др. блоки от Палеопацифика, и в раннем мезозое являлись преимущественно областью эррозии.

К началу поздней юры на северо-западе Мезопацифика была сформирована новая зона конвергенции, напоминающая современную структуру сочленения Курило-Камчатского и Алеутского желобов. Поглощение океанической коры происходило, в основном, в западном субмеридаональном (Пекульнейском) отрезке, над которым с волжского времени начала формироваться вулканическая ост-роводужная постройка. Субширотный отрезок зоны конвергенции маркировался Канча ланским, Ушканьегорским и Золотогорским сегментами, субдукция под которые протекала очень вяло, либо океаническая плита преимущественно скользила вдоль этой границы.

Происходившее в это время раскрытие Канадского бассейна, привело к сближению Чукотского микроконтинента и Сибири (Зоненшайн и др., 1990). Как следствие этих событий рассматривается складчатость пассивной окраины Чукотского микроконтинента в юрское время и заложение в этой части конвергентной границы плит. Предполагается, что сближение Чукотки и Сибири было

неравномерным и происходило по принципу закрытия веера, с максимальной скоростью сближения в западной части Ашойского палеоокеана. Этим объясняется уменьшение стратиграфического интервала надсубдукционного вулканизма южной окраины Чукотки в направлении с запада на восток.

В процессе эволюции Пекульнейско-Золотогорской острово-дужной системы, Пекульнейский сегмент испытывал интенсивное растяжение, которое в берриасе пр1шело к раскрытию тылового бассейна. С этим связывается продвижение Пекульнейского сегмента в сторону Мезопацифгаса и смещение его по правому сдвигу относительно Удско-Мургальской дуги. Послеваланжинское время, знаменуется сразу несколькими событиями. В это время произошло закрытие восточной часта Ашойского палеоокеана, что привело к сближению и столкновению Чукотского микроконтинента с северной частью Пекульнейско-Золотогорской островодужной системы и широкому проявлению интрузивного магматизма. Произошла также аккреция к лриокеаническому склону Пекульнейской дуги и прекращение под нее субдукции коры Мезопацифгаса. Одновременно, на фоне интенсивных сжимающих напряжений, приуроченных к фронтальной авулканической части сегмента, в его осевой части усилились процессы растяжения, существовавшие и ранее.

В результате возникла линейная область разуплотнения в верхней части астеносферы, произошел раскол островодужной постройки и был вскрыт сильно истощенный мантийный субстрат, контаминированньш и падратарованный над зоной субдукции. Разностадийное плавление этого субстрата, а также вертикальный перенос вещества в пределах астеносферного клина и фракционирование расплавов в промежуточных камерах, привели к появлению широкого спектра пикритовых и базальтовых составов, одновременно с формированием которых, по бортам узкого интрадугового трога накапливались грубообл ом очные отложения.

Эта процессы-протекали на фоне перестройки -регионального плана, связанной с заложением новой зоны субдукции, над которой с апт-альбского времени начал формироваться ОЧВП. Происходило сжатие вдоль бывших конвергентных границ, в результате чего были смещены по правым сдвигам и спаяны между собой и Чукотским микроконтинентом - Канчаяанский, Ушканьегорский и Золотогор-ский сегменты, что повлекло интенсивное плавление их коровых частей и формирование коллизионных гранитоидов в готерив-барремское время. Режим общего сжатия привел к прекращению вулканизма в узком интрадуговом троге Пекульнейского сегмента, сближению расколовшихся фрагментов дуги и их сдавливанию, с образованием пикрит-базальтового меланжа. Этот процесс сопровождался воздаманием аккреционного клина, выдавливанием

отдельных, в т.ч. метаморфизованных, пластин океанической коры и их шарьироваш!ем на деформированную островодужную постройку, а также формированием горстовых поднятий в теле дуги и выведением с разных уровней комплексов ее основания.

Предполагается, что окончательное оформление новой Охот-ско-Чукотской зоны конвергенции было не одноактным процессом. На первом этапе, новая зона субдукции отшнуровывала от океана коллаж более древних островодужных блоков и разделявшие их депрессии с деформированным меланократовым основанием, которые заполнялись комплексом флишоидных отложений, сменявшихся в сторону континента вулканитами ОЧВП. Вероятно, на рубеже альба и сеномана произошла аккреция континентального склона, повлекшая за собой деформации накопившихся отложений и, соответственно, несогласие в подошве перекрывающих их сеноман-туронских накоплений, а также начало формирования левых сдвигов в Пекульнейском сегменте. Возможно, что с этим этапом аккреции связано наращивание континентальной окраины структурами Алтайской зоны и хр. Рарыткин. После окончательного становления новой зоны субдукции, над которой формировался ОЧВП, Чукотский микроконтинент, а также деформированные сегменты Пекульнейско-Золотогорской островодужной системы оказались впаяны в жесткую структуру северо-восточной Азии, и последующие этапы деформаций уже оказывали только ограниченное влияние на строение рассмотренного региона.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

Основным результатом работы является геодинамический анализ большинства досреднемеловых комплексов, слагающих различные структуры региона, и модель тектонической эволюции Центральной Чукотки. В этой модели отстаивается идея об океаническом, а не окраинноморском происхождении комплексов аккрети-рованных к юго-восточной части Пекульнейского сегмента и, соответственно, о периокеанической природе Пекульнейско-Золотогорской островодужной системы. Подобная трактовка предполагает некоторый пересмотр имеющихся реконструкций этой части северо-востока Евразии, с привлечением варианта со значительными сдвиговыми перемещениями различных комплексов Корякского нагорья. Обычно эволюция этих структур рассматривается в виде множества цепочек разновозрастных островных дуг и заключенных между ними котловинами окраинных бассейнов (Зоненшайн и др., 1990; Руженцев и др., 1982; Соколов, 1992), а латеральная аккреция окраины континента, предполагается исключительно как "торцевая".

Определенный интерес представляют результаты геодинамического анализа отдельных комплексов и, проведенные в этих рамках, исследования закономерностей изменения геохимических харак-

теристик различных типов осадочных и магматических пород. В целом результаты работы могут быть использованы при разномасштабных геологосъемочных и поисковых работах в регионе, в палеотектонических и палеогеографических реконструкциях, а также в исследованиях методического характера.

СПИСОК РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ

1. Комплекс даек хребта Пекульней (Чукотка). // Советская геология, 1988, N10, с.54-61. (соавт. В.А.Симонов).

2. Дайковые комплексы хребта Пекульней II Магматические и метаморфические комплексы Северо-Востока СССР и составление Госгеолкарты-50 (Тез. докл. Третьего регион, петрогр. совещ. по Северо-Востоку СССР). Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1988, с.25.

3. Палеоостроводужная система хребта Пекульней (Центральная Чукотка).// Региональная геодинамика и стратиграфия Азиатской части СССР. Л.: ВСЕГЕИ, 1992, с.120-172.

4. Хаотические комплексы мезозойско-кайнозойской Корякской аккреционной области.// Геологическое картирование хаотических комплексов. М.: Роскомнедра, Геокарт, 1992, с.88-167. (соавт. А.П.Ставский, В.Г.Сафонов, О.С.Березнер).

5. Офиолйтовые комплексы Корякской аккреционной области. // Изучение офиолитовых комплексов при геологическом картировании. М.: (Роскомнедра, Геокарт, МАНПО), 1994,- с.49-114. (соавт. А.П.Ставский, О.С.Березнер).

6. Геодинамический анализ офиолитовых комплексов.// Изучение офиолитовых комплексов при геологическом. картировании. М.: (Роскомнедра,-Геокарт, МАНПО), 1994, с. 224239. (соавт. Л.Н.Абакумова, О.С.Березнер, В.В.Зайков, Е.В.Зайкова, В.М.Ненахов, А.П .Ставский).