Меловой магматизм Северо-Восточного Приохотья: геолого-геохронологическая корреляция

Русакова, Татьяна Борисовна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Меловой магматизм Северо-Восточного Приохотья: геолого-геохронологическая корреляция
ВАК РФ 25.00.11, Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения

Автореферат диссертации по теме "Меловой магматизм Северо-Восточного Приохотья: геолого-геохронологическая корреляция"

Дальневосточное отделение Российской Академии наук

На правах рукописи

Русакова Татьяна Борисовна

МЕЛОВОЙ МАГМАТИЗМ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО ПРИОХОТЬЯ: ГЕОЛОГО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ КОРРЕЛЯЦИЯ

Специальность 25.00.11 - общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Владивосток -

003481930

Работа выполнена в Северо-Восточном комплексном научно-исследовательском институте ДВО РАН

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Голозубов Владимир Васильевич (ДВГИ ДВО РАН)

Защита состоится 13 ноября 2009 года в 14 час на заседании Диссертационного совета Д 005. 006. 01 в Дальневосточном геологическом институте ДВО РАН, по адресу:

690022, г. Владивосток, пр. 100-летия Владивостока, 159, ДВГИ

С диссертацией можно ознакомиться в Центральной научной библиотеке ДВО РАН по адресу: г. Владивосток, пр. 100-летия Владивостока, 159

Автореферат разослан «Ojiy» октября 2009 г.

e-mail: SBI@yandex.ru

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук

Котляр Игорь Николаевич

доктор геолого-минералогических наук Рассказов Сергей Васильевич (ИЗК СО РАН)

Ведущая организация:

ОАО «Магадангеология»

Ученый секретарь Диссертационного совета к.г.-м.н.

Б. И. Семеняк

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность. Геология и рудоносность (Au, Ag, Sn, Mo) меловых вулкано-плутонических комплексов тихоокеанской окраины Северо-Востока России обсуждаются на протяжении более чем 70 лет. По одной точке зрения, почти все меловые вулканиты принадлежат здесь Охотско-Чукотскому вулканогенному поясу (ОЧВП) [Умитбаев, 1986; Котляр, 1986], подругой - формировались автономно в различных геодинамических обстановках: островодужной, рифтовой, окра-инно-континентальных вулканических поясов [Белый, 1977, 2006; Парфенов и др., 1993; Филатова, 1988; Котляр, Русакова, 2004]. Область их проявления рассматривается нами как целостная провинция, которая первоначально была выделена под наименованием Охотско-Чукотская область мелового магматизма [Котляр, Русакова, 2004], а в данной работе описывается как Охотско-Чукотская меловая магматическая провинция (ОЧММП).

Время формирования вулканических накоплений традиционно устанавливается стратиграфо-папеонтологическими методами, однако представления о возрасте меловых флорокомплексов к сегодняшнему дню существенно разошлись. В этой ситуации актуальность приобретают комплексные исследования: геологические, палеонтологические и геохронометрические. При этом для геохронометрии выявляется своя проблема: несходящиеся значения возраста одних и тех же объектов, полученные различными изотопными методами: K-Ar и Rb-Sr изохронным, с одной стороны,40Ar-39Ar и U-Pb (SHRIMP) датированием акцессорных цирконов - с другой.

Цели и задачи исследования. Главная цель исследования - сопоставить на примере Северо-Восточного Приохотья* геологический и геохронометрический возраст вулканических и плутонических комплексов, слагающих различные тектонические сооружения ОЧММП, установить последовательность и длительность их формирования, возраст сопутствующего оруденения.

Для её достижения выполнены следующие задачи:

- анализ геологической и геохронометрической информации по вулканическим и интрузивным образованиям, слагающим отдельные структуры и (или) массивы;

- сопоставление результатов K-Ar, Rb-Sr изохронного, Ar-Ar, U-Pb датирования пород;

- оценка времени формирования вулкано-плутонических комплексов и сопутствующей рудной минерализации по комплексу данных;

- корреляция эндогенных событий в меловое время по геолого-геохронометрическим данным;

* Под Северо-Восточным Приохотьем в работе понимается материковая полоса протяженностью около 1000 и шириной от 100 до 200-250 км (в районах п-овов Кони, Пьягина, Тайгонос), прилежащая к Охотскому морю на отрезке от низовьев р. Армань до бассейна верхнего и среднего течения р. Тылхой. В ее пределах вулканиты ОЧММП вскрыты по вертикали и лагерали наиболее полно.

- определение времени проявления термальных событий, нарушавших целостность радиогенных изотопных систем (радиоактивных часов).

Фактический материал и методы исследований. В основе диссертации - данные, полученные автором в 1965-1996 гг. при геологосъёмочных работах в бассейнах pp. Бургагылкан, Хурэн, Малтан, Ола, на п-ове Тайгонос. В 19972007 гт. - при выполнении тем НИР СВКНИИ, сопровождавшихся целенаправленными полевыми исследованиями, охватившими вулканические структуры: Арманскую, Малтано-Ольскую, Наяханскую. Характеристика магматических образований северо-восточного фланга рассматриваемой территории базируется на материалах по меловому магматизму, обобщенных автором для Легенды Гижи-гинской серии листов Госгеолкарты-200/2 (утверждена НРС МП РФ, 1999 г.).

В работе использовано около 1200 К-Аг датировок (из них 218 по минералам) и 49 Rb-Sr изохрон (аналитические данные хранятся в электронной базе (БД) «ГЕОХРОН», регулярно пополняемой [Акинин, Котляр, 1997]). 100 К-Ar датировок получено по коллекциям автора 2000-2007 гг. Кроме того, рассматриваются опубликованные данные по Ar-Ar и U-Pb (SHRIMP) датированию. Геологическое описание магматических образований базируется на собственных наблюдениях автора 1965-2007 гг., фондовых и опубликованных материалах геологических съёмок разного масштаба (преимущественно Государственная геологическая карта СССР м-ба 1:200 000), литературных данных.

Научная новизна работы. Впервые дана полная геохронометрическая характеристика меловых магматических комплексов Северо-Восточного При-охотья. Использован новый методологический подход к геологической интерпретации больших массивов изотопных датировок, разработанный в СВКНИИ при участии автора. Установлена хорошая согласованность геохронометрических данных с геологическими и, в достаточной мере - палеофлористическими.

К-Ar методом обоснован позднеюрско-неокомский возраст момолтыкичской (допоясовой) свиты бассейна р. Палатка и рудного поля Агатовского месторождения.

Получены новые изотопные датировки (Rb-Sr изохронный и K-Ar методы) по магматитам Армянской и Малтано-Ольской вулканоструктур, метасоматитам рудных полей Сопка Кварцевая и Ороч ОЧВП.

Геохронометрически подтверждено проявление на изученной территории четырёх самостоятельных этапов мелового магматизма, протекавших в различных геодинамических обстановках и обусловивших формирование разнотипных тектонических структур.

Впервые показано, что магматическая деятельность в меловое время носила прерывисто-непрерывный характер. Длительность отдельных эпизодов вулканизма оценивается в 5-17 млн лет, пауз между ними - до 10 млн лет. При этом интрузивный магматизм в течение мелового периода практически не прекращался.

Основные защищаемые положения

1. Меловые магматические комплексы Северо-Восточного Приохотья входят в состав разновозрастных и разнотипных вулкано-плутонических сооруже-

ний, дискретно сменявших друг друга в течение всего мелового периода. Сюда относятся: а) Кони-Тайгоносский отрезок Удско-Мургальской островной дуги (УМОД), представленный морскими и лагунно-континентальными вулканитами берриаса - раннего альба (возраст 145-112 млн лет) и интрузиями валанжина -альба (138-100 млн лет); синхронно в мезозоидах формировались континентальные вулканиты (147-136 млн лет) и интрузии (122-120 млн лет); б) внутриконти-нентальные рифтогенные структуры (Омсукчанский прогиб и его гомологи): контрастные вулканиты (баррем - ранний апт, 128-123 млн лет) и интрузии (поздний апт - ранний альб, 113-110 млн лет); в) Охотско-Чукотский окраинно-континен-тальный вулканогенный пояс: известково-щелочные вулканиты и интрузии (конец раннего альба - сеноман, 110-93 млн лет); г) внутриконтинентальная рифтогенная Хакаринско-Энмываамская вулканическая цепь (ХЭВЦ): контрастные, преимущественно основные, вулканиты (поздний сантон - средний кампан, 84-78 млн лет).

2. С каждым этапом и типом мелового магматизма (за исключением позднего базальтового) парагенетически связано определённое оруденение: с образованиями УМОД - Си-Мо- и Мо-порфировое (поздний альб, 104-100 млн лет), с континентальными вулканитами, синхронными островодужным образованиям УМОД (момолтыкичская свита) - Au-Ag (валанжин-готерив, около 136 млн лет); с рифто-генными магматитами - полихронное оруденение Аи-А§ формации (апт-начало альба, 123-109 млн лет); с вулкано-плутоническими образованиями ОЧВП - Аи-А§, Аё-РЪ-гп, Бп (альб - сеноман, 102-93 млн лет).

3. Становление отдельных вулканических сооружений было дискретным (417 млн лет); между эпизодами вулканизма фиксируются паузы продолжительностью до 10 млн лет. Возрастные интервалы формирования интрузий различной тектонической (геодинамической) принадлежности, напротив, перекрываются, указывая на то, что плутоническая деятельность в пределах ОЧММП практически не прекращалась.

4. Радиогенные изотопные системы магматических пород под воздействием более поздних эндогенных процессов (термальных событий) подвергались преобразованиям, нарушавшим ход радиоактивных часов. Зафиксировано три термальных события регионального масштаба: первое (117-100 млн лет назад) отражает функционирование ОЧВП; второе (93-87 млн лет назад) и третье (8480 млн лет назад) обусловлены прогревом, который сопутствовал формированию мощных базальтовых толщ ХЭВЦ. Второе и третье термальные события отразились в изотопных системах большинства магматических комплексов территории, включая ОЧВП.

Защищаемые положения раскрыты в главах 2-7.

Практическая значимость работы. Выполненные разработки вошли в Региональную стратиграфическую схему континентальных меловых отложений Охотско-Чукотской области и объяснительную записку к ней (авторы И.Н. Кот-ляр, Т.Б. Русакова), принятую 3-м Межведомственным региональным стратиграфическим совещанием по Северо-Востоку России (ВСЕГЕИ, 2002 г.) в качестве

альтернативной в пакете с Рабочей стратиграфической схемой меловых отложений Верхояно-Охотско-Чукотского региона В.Ф. Белого.

Полученные геохронометрические данные о разновозрастное™ Au-Ag ору-денения, сопутствующего вулкано-плутоническим комплексам различной тектонической (геодинамической) природы, позволяют пересмотреть устоявшиеся взгляды о связи эпитермальных руд исключительно со становлением ОЧВП и рекомендовать учитывать это при выработке стратегии поисковых работ.

Апробация. Основные положения работы представлены в докладах на региональных (Магадан, 2000, 2001, 2006; Сыктывкар, 2004), всероссийских (Сыктывкар, 2000; Новосибирск, 2003; Екатеринбург, 2003; Улан-Удэ, 2006; Магадан, 2003; 2005; 2007), международных (Хабаровск, 2003, 2007) совещаниях и конференциях.

Автором лично и в соавторстве опубликовано 26 работ, из них 21 - по теме диссертации. В их числе 3 коллективные монографии (из них одна - в издательстве «Наука», Москва), 3 статьи - в рецензируемых журналах списка ВАК.

Структура и объём работы. Диссертация состоит из Введения, 7 глав и Заключения. Общий объём 140 стр., в том числе 44 рис., 30 табл. В качестве приложения дана Региональная стратиграфическая схема меловых континентальных отложений Охотско-Чукотской области. Список литературы включает 158 наименований.

Благодарности. Работа выполнена в Северо-Восточном комплексном научно-исследовательском институте ДВО РАН. Научное руководство осуществлялось доктором геол.-минер. наук И.Н. Котляром, значительную методическую помощь в работе постоянно оказывала доктор геол.-минер. наук И.Л. Жуланова, которым автор особенно признателен. За консультации и помощь в сборе материалов по Карамкенскому рудному узлу автор благодарит кандидатов геол.-минер. наук В.В. Акинина и Ю.В. Прусса, за под держку и советы - члена-корреспондента РАН H.A. Горячева, докторов геол.-минер. наук А.Д. Чехова, A.C. Бякова, Б.Ф. Палымского, кандидатов геол.-минер. наук С.Г. Бялобжеского, M.JI. Гельмана, ст.н.с. A.B. Алыиевского, геолога ОАО «Магадангеология» доктора геол.-минер. наук В.М. Кузнецова. Искреннее спасибо ст. инженеру Т.И. Смирновой, внесшей основной вклад в подготовку графических материалов, и ст. инженеру Н.В. Власовой.

Глава 1. Краткий очерк геологической и геохронометрической изученности. Методика геологической интерпретации геохронометрических данных

В гл. 1 рассматриваются дискуссионные вопросы, касающиеся объёма, времени и длительности формирования меловых образований Северо-Восточного Приохотья, принадлежности их к определенным тектоно-стратиграфическим единицам (рис. 1). Конкурируют две точки зрения. Согласно одной, почти все меловые комплексы входят в состав ОЧВП [Устиев, 1963; Некрасов, 1976; Забо-ровская, 1978; Умитбаев, 1986; Белый, 1977-2003], другой - слагают разновоз-

ские и кайнозойские складчатые зоны; 4 - раннемеловые наложенные впадины и прогибы; 5-9 - ареалы вулканизма: 5 - позднеюрско-неокомского островодужного типа, 6 -позднеюрско-неокомского окраинно-континентального, 7 - баррем-аптского рифтоген-ного, 8 - альб-сеноманского окраинно-континентального, 9 - сантон-кампанского риф-тогенного внутриконтинентального; 10 - геологические границы; 11 - район исследований (Северо-Восточное Приохотье)

растные гетерогенные структуры [Белый, 1968, 1974, 2006; Филатова, 1988; КоЙуаг, Яиэакоуа, 2002; Котляр, Русакова, 2003, 2004]. Возраст флоры, содержащейся в отложениях ОЧВП, также понимается различно, особенно в части арман-ского, чаунского и аркагалинского комплексов. Неясность существует и в представлениях о возрасте нижней и верхней границ собственно ОЧВП, его стратиграфическом объёме. По В.Ф. Белому [1977-2003], пояс формировался в течение среднего альба - начала кампана (примерно 107-80 млн лет назад), в его объём он включает и базальты контрастной формации. Согласно Р.Б. Умитбаеву [1986], нижняя граница ОЧВП не изохронна (смещается от поздней юры-неокома до альба), верхняя же приходится на поздний палеоген. По Н.И. Филатовой [1988, 1995], ОЧВП формировался в позднем альбе - сантоне (100-85 млн лет назад), перекрывающие его базальтоиды - в сантоне - кампане (85-74 млн лет назад). П.Л. Тихомиров и В.В. Акинин с соавторами [2002, 2004 и др.] считают, что основной объём вулканитов ОЧВП изливался в туроне - раннем кампане (90-81 млн лет назад), в некоторых структурах - в сантоне - кампане (86-82 млн лет назад), а верхние базальты - в Маастрихте (77-74 млн лет назад). По И.Н. Котляру и Т.Б. Русаковой [2002, 2004], продолжительность становления ОЧВП - от 110 до 93 млн лет, перекрывающих его базальтоидов - от 86 до 78 млн лет.

С актуалистических (неомобилистских) позиций строение региона рассматривается следующим образом. По Л.М. Парфенову с соавторами [1977-1995],

на территории Северо-Восточного Приохотья вскрыты фрагменты разновозрастных структур: 1) Удско-Мургальской островной дуги (УМОД) с возрастом P3-K,g; 2) Удского окраинно-континентального пояса - J-K,n; 3) Охотско-Чукот-ского вулканогенного окраинно-континентального пояса - K^l-Kjkm; 4) риф-тогенных - К2-Р. Н.И. Филатова [1988,1995] выделяет два вулканогенных пояса: внутриокеанический Удско-Мургальский (J3-K,n) и окраинно-континентальный ОЧВП (Kjal-Kjkm), а также рифтогенные базальты (К2-Р2). Две разновозрастные островодужные системы предложил различать С.Д. Соколов [1992]: раннепа-леозойско-раннемезозойскую (C-J2) Кони-Южно-Тайгоносскую и позднеме-зозойскую (J3-K,) Удско-Мургальскую. Согласно последней крупной сводке [Геодинамика ..., 2006], на территории Северо-Восточного Приохотья выделяются Кони-Пьягинский и Тайгоносский сегменты Удско-Мургальской островодужной системы (вулкано-плутонического пояса) надсубдукционного типа (J-K,), структуры надсубдукционного ОЧВП (K^I-Kjkm) и постсубдукционные базальты (с элементами рифтогенных) Охотско-Чукотского ареала (K2sn-P).

Изотопное датирование в регионе началось в конце 50-х годов прошлого столетия с созданием в г. Магадане лаборатории абсолютного возраста (K-Ar метод). Наиболее весомый вклад в методические исследования внес Л.В. Фирсов [1959-1963]. Возраст магматитов (фаз внедрения) определялся им либо по среднему из нескольких значений, либо по максимумам на гистограммах. Исходя из этого, время формирования ОЧВП (вулканитов и наиболее раннего «охотского» интрузивного комплекса) определено в интервале 135-60 млн лет назад (Фирсов, 1962). При этом Л.В. Фирсов признавал возможность «передатировки» пород, обусловленной термальным воздействием поздних внедрений. И.А. Загрузина, возглавлявшая геохронометрические исследования в 1964-1974 гг., определяла время становления магматических формаций на основе гистограмм, построенных по выборкам датировок отдельных магматических формаций (Загрузина и др., 1967; Загрузина, 1977 и др.). Рассчитывались среднее и дисперсия, первое из которых принималось за максимум интенсивности магматизма, второе - за его длительность. Интервал формирования гранодиоритовой формации (охотский комплекс) определен в 130-80 млн лет с максимумом в 110 млн лет, формации субщелочных гранитов (омсукчанский комплекс) - 110-60 млн лет (максимум 80 млн лет). Для магматических комплексов ОЧВП были выделены фазы с возрастом 103 и 75 млн лет. С освоением Rb-Sr изохронного метода (середина 70-х годов) для гранитовдов получены определения в интервале 155-70 млн лет, вулканитов - 120-83 млн лет [Милов и др., 1987; Милов, 1991].

Создание в 1994-1995 гг. в СВКНИИ электронной БД «ГЕОХРОН», в которую вошло около 6500 K-Ar датировок и 120 Rb-Sr изохрон [Акинин, Котляр, 1997], предоставило возможность переоценки и переосмысления накопленных материалов. Необходимость дополнительной разработки методологических вопросов была обусловлена высокой долей «несходящихся» значений возраста среди K-Ar датировок, хранящихся в БД. Известны два подхода к интерпретации больших массивов изотопных данных (прежде всего К-Аг): метод реликтовых

дат(Обручев, 1958; Салоп, 1963,1982; и др.) и различные варианты статистической обработки: от расчёта среднего арифметического до построения гистограмм и кривых распределения. Обычно эти подходы воспринимаются как альтернативные. Наш опыт свидетельствует, что они дополняют друг друга.

Комплексный геолого-геохронологический анализ материалов изотопного датирования мезозойских магматитов, вошедших в БД «ГЕОХРОН», позволил предложить принципиально новую методику геологической интерпретации статистически представительных выборок изотопных дат [Котляр и др., 2001; Жуланова и др., 2007]. Её основные положения заключаются в следующем:

- в областях многоэтапной эндогенной активности базовой единицей для геологической интерпретации результатов изотопного датирования служат гистограммы, построенные для индивидуальных (геологически одновозрастных) магматических тел, поскольку случаи, когда они имеют многовершинный характер, однозначно свидетельствуют о нарушенное™ заключённых в них систем «материнский - дочерний изотопы»:

- многовершинные гистограммы несут информацию как о времени формирования пород, слагающих геологически одновозрастные тела, так и о моментах нарушения заключённых в них радиогенных изотопных систем;

- минимумы на многовершинных гистограммах геологически одновозрастных образований интерпретируются как моменты их вторичных преобразований (термальных событий); из общих соображений следует, что причиной появления минимумов служит структурная неоднородность датируемых горных пород, в силу чего в ходе наложенных процессов из одних участков ранее накопившийся дочерний изотоп удаляется полностью, из других - частично;

- возраст магматической породы (время кристаллизации расплавов) определяется по реликтовым (максимальным) датировкам: они фиксируют верхний предел времени её формирования (минимальный возраст); в качестве реликтовых может выступать не только единичная максимальная дата, но и несколько значимо не различающихся между собой наиболее древних значений (в этом случае рассчитывается средняя реликтовая дата, а критерием отсутствия значимых различий возрастов внутри выборки выступает величина СКВО);

- даты, следующие после минимумов первыми, фиксируют моменты повторного включения изотопных часов в тех породах, которые под воздействием предшествующего термального события испытали полную перестройку;

- максимумы, обладая сложной природой, никогда не отражают возраста магматических пород. Главный фактор, обусловливающий квазисимметричный рисунок отрезков гистограмм, заключённых между двумя минимумами - длительные, сравнительно с термальными событиями, тектонические паузы (периоды остывания магматических тел до пороговой температуры, ниже которой происходит массовое включение изотопных часов). В случае одноактного термального события распределение датировок, фиксирующих повторное включение изотопных часов, должно иметь (и нередко имеет) правосторонний (лог-

нормальный) характер - с максимумом, приближённым к моменту достижения пороговой температуры.

Другого рода трудности обусловлены неопределённостью современных данных об изотопном возрасте границ Общей стратиграфической шкалы. Это особенно актуально для берриасского, аптского, альбского ярусов. В настоящей работе используется шкала Ф.М. Грэдстейна с соавторами [Gradstein et al., 2004].

Таким образом, возрастные границы основных элементов ОЧММП на сегодня однозначно не установлены и решение этой задачи требует комплексного структурно-тектонического, петрологического и геохронометрического обоснования.

Глава 2. Раннемеловые вулканические и плутонические комплексы островодужного типа

(Удско-Мургальская островная дуга)

По геологическим данным, наиболее ранние меловые комплексы развиты на п-овах Кони, Пьягина и Тайгонос, структуры которых являются фрагментами ископаемой Удско-Мургальской островной вулканической дуги (островодужной системы). На исследованной территории она представлена Кони-Пьягинской и Тайгоносской зонами Кони-Танюрерской складчатой системы (КТСС), строение которых несколько различается.

Кони-Пьягннская зона охватывает одноименные полуострова (рис. 2). В её строении участвуют терригенно-вулканогенные отложения, прорванные многочисленными полихронными плутонами, формирующими магматогенные поднятия [Заборовская, 1978; Андреева, Изох, 1990]. Структурная принадлежность и возраст пород трактуются различно. В.Ф. Белый [1977, 2006] нижние части разреза относит к образованиям Тайгоносской вулканической дуги - Тайгоносской андезитовой геосинклинали (ТВД-ТАГ), верхние - к континентальным образованиям внутренней зоны ОЧВП. Согласно Легенде Магаданской серии листов Госгеол-карты-200/2 [1999 г.], все магматиты с возрастом от позднего титона до позднего альба включительно принадлежат ОЧВП.

Стратифицированные образования (мощностью до 6000 м) представлены в нижней и верхней частях разреза пироксен-амфиболовыми и оливин-пироксе-новыми базальтами, андезибазальтами, их туфами (соответственно сигяанская свита и пъягинсшя толща), в средней - грубообломочными терригенными отложениями с прослоями туфов, лав пестрого состава, каменных углей (мелдэкская толща) и туфами пёстрого состава (поперечная толща). Средняя часть разреза содержит флору широкого диапазона (поздний триас - ранний мел). Для сигланской свиты принят возраст титон - берриас, для остальных - апт-альб [Легенда Магаданской серии..., 1999 г.].

Геохронометрия указывает на древний возраст вулканитов. Туфы дацитов мелдэкской толщи охарактеризованы реликтовой K-Ar датой 135±6 млн лет (валанжин-готерив). Породы поперечной и пьягинской толщ метаморфизуются массивом Средненским с возрастом 130-126 млн лет (см. ниже). Таким образом,

Рис. 2. Геологическая схема Кони-Пьягинской зоны (составлена по Геолкартам м-ба 1:200000 с дополнениями). 1 - четвертичные отложения; 2 - конгломераты, галечники, пески, лигниты (P-N); 3-6 - Кони-Пьягинская зона (1,-К,), 3 - пьягинская толща, базальты, андезибазальты, их туфы, туфопесчаники; 4 - поперечная и мелдэкская толщи: туфы пестрого состава, игнимбриты, лавы дацитов, конгломераты, песчаники, алевролиты; 5 - сигланская свита: базальты, андезибазальты, андезиты, их туфы, песчаники; 6 - вулкано-терригенные отложения (J2.3); 7 - момолтыкичская свита (J,-K): базальты, андезибазальты, их туфы, туфопесчаники, углисто-глинистые сланцы; 8-10 -интрузивные комплексы: 8 - тауйско-пьягинский: габбро, диориты, гранодиориты (а), граниты (б); 9 - магаданский: гранодиориты, адамеллиты (а), граниты (б); 10 - дукчин-ский: диориты, гранодиориты (а), граниты (б); 11 - неустановлен-ной принадлежности, 12 - геологические границы: установленные (а), предполагаемые (б); 13 - тектонические нарушения; 14 - изотопные датировки, млн лет: К-Ar* (реликтовые), Rb-Sr**. Курсив - названия массивов.

можно предположить, что нижняя часть разреза накапливалась в берриасе - валан-жине (не позднее 135±6 млн лет назад), верхняя - не позднее готерива (см. рис. 2).

Интрузивные образования представлены полихронными плутонами - гетерогенными телами, в которых различается обычно несколько магматических комплексов. Наиболее ранний - габбродиорит-плагиогранит-лейкогранитовый нюк-линский комплекс, выделенный в Магаданском и Средненском массивах [Андреева, Изох, 1990]. Его отличительная черта - отсутствие гранодиоритов. Лейкограниты комплекса в массиве Магаданский охарактеризованы Rb-Sr изохроной 13 8±4 млн лет [Котляр, Русакова, 2004], трондьемиты - реликтовой К-Ат датой 134±0,9 млн лет. Для диоритов массива Средненский известна К-Ar дата 135±6 млн лет. Принятый возраст комплекса - 138-134 млн лет (валанжин).

Следующий - тоналит-гранодиоритовый тауйско-пьягинский комплекс, отличается преобладанием гранодиоритов (выделен И.Н. Котляром с соавторами [2001]). Слагает главный объём интрузий Кони-Пьягинской зоны. Реликтовые K-Ar датировки (валовых проб и минералов) свидетельствуют о формировании комплекса 130-126 млн лет назад. На гистограмме выявились значимые минимумы, отражающие три термальных события: 126-123, 105-102, 93-90 млн лет назад.

Первое коррелируется с региональным рифтогенезом (см. ниже), второе обусловлено внедрением интрузий магаданского комплекса (рис. 3).

Самый молодой габбродиорит-гранодиорит-гранитовый магаданский комплекс объединяет породы, слагающие значительные объёмы в полихронных плутонах, локализованных в зоне сочленения мезозоид и УМОД (Магаданский, Иреть-ско-Малкачанский). Отличается преобладанием кварцевых диоритов и грано-дио-ритов. Возраст определяется Rb-Sr изохроной 107±3 млн лет для гранодиоритов Магаданского батолита [Котляр, Русакова, 2004] и реликтовыми K-Ar датами минералов: 110±3,1 млн лети 108±1,1 млн лет, из них же [Андреева и др., 1999]. В то же время Ar-Ar датировки минералов тоналита - моложе: биотита - 93,9±1,4 млн лет, амфибола -100,1±3,4 млн лет [Фаррар, 1992]. На гистограмме фиксируется термальное событие в интервале 93-90 млн лет назад, отмеченное и в породах тауйско-пьягинского комплекса (см. рис. 3).

Магаданский комплекс (71 проба)

Тауйско-пьягннскин комплекс в целом (66 проб)

14 ■ ■ 12

гмП

7 п 6

о 4

33 2

60 69 78

96 105 114 123 132 Млн лет

60 69 78 87 96 105 11 Млн лет

Рис. 3. Гистограммы K-Ar дат интрузивных комплексов Кони-Тайгоносской зоны.

Здесь и далее даты: эллипс - Rb-Sr изохронные; квадрат-Ar-Ar; стрелка - значимый минимум

Оруденение. С интрузиями магаданского и, возможно, тауйско-пьягинского комплекса связано Мо-Си-порфировое оруденение. Рудные тела представлены зонами сульфидизации, кварцевыми жилами и штокверками в изменённых кварцевых диоритах и гранодиоритах повышенной щелочности. Рудоносные «эксплозивные» брекчии проявления Лора, локализованного в Средненском массиве, охарактеризованы реликтовой К-Ar датой 104±5 млн лет [Радченко и др., 2001], которая и соответствует возрасту оруденения.

Тайгоносская зона, расположенная северо-восточнее, охватывает одноимённый полуостров. В меловое время здесь практически непрерывно формировались терригенно-вулканогенные отложения и разнообразные интрузии [Некрасов, 1976; Заборовская, 1978; ЛегендаГижигинской серии..., 1999 г.] (рис. 4).

Стратифицированные образования. Меловой разрез (общая мощность 6000-9000 м) начинается с вулканитов кислого состава, значительную роль играют терригенные отложения, но в целом преобладают эффузивы среднего-основного состава. Строение зоны вкрест простирания варьирует. Для северной части характерен непрерывный разрез, представленный (снизу вверх): вавачунской (ла-

(R-J2); 3-5 - структуры КТСС. 3-4 - Северо-Тайгоносский синклинорий: 3 - северная подзона (C,-J3), 4 - южная подзона (J.-K,), Южно-Тайгоносский антиклинорий (О-К,); 6 - Пенжинско-Анадырская зона (Т -К,); 7 - вулканические комплексы ОЧВП (К^); 8 -вулканические комплексы ХЭВЦ (К2); 9 - рифтогенные базальтовые комплексы (Р, 3); 10 - отложения кайнозоя; 11-20 - интрузивные комплексы: 11 - ахавеемский (Кг), 12 -гармандинский (К,), 13 - пенжинский (К ); 14 - авековский (Kj); 15 - центрально-тай-гоноский (К,); 17 - восточно-тайгоносскии (Kt); 18-приохотскии(К,); 19-региональные разломы; 20 — геологические границы; 21 - данные изотопного датирования, млн лет (реликтовые даты): а - K-Ar, б - Ar-Ar, в - U-Pb. Курсив - название массивов.

вы, туфы, игнимбриты риолитов, дацитов, прослои андезитов, их туфов, туфо-осадочных пород), тепанской (оливиновые базальты, туфы, агглютинаты андезитов и базальтов), вануонской (терригенные породы, туфы, изредка андезиты и базальты) свитами, чекайваямской (терригенные породы) и явоямской (туфы, кластолавы, лавы базальтов, андезитов и дацитов) толщами. Вавачунская свита содержит фауну берриаса, вануонская - готерива, чекайваямская и явоямская толщи - неокомскую флору и фауну соответственно. Венчает разрез трёхчленная ря-бинкинская свита: туфы дациандезитов, туффиты, кремнистые сланцы, углистые аргиллиты - нижняя подсвита; терригенные отложения с пластами каменного угля - средняя; андезиты, андезибазальты - верхняя. Свита содержит флору апта-альба.

В южной части полуострова развиты плагиобазальты и андезиты, чередующиеся с туфами среднего и кислого состава, туфо-осадочными отложениями (усть-вискичунская толща); к востоку они сменяются терригенной хылвылчунской толщей. Заканчивается разрез угленосной молассой (осиновская толща), которая отличается от синхронной рябинкинской свиты отсутствием вулканитов. Диапазон возраста разреза в целом - берриас - ранний альб. Геохронометрические данные отсутствуют.

Плутонические образования Тайгоносской зоны представлены многофазными (габбро-гранодиорит-граниты) и однофазными (граниты) интрузиями, выделенными в четыре комплекса [Жуланова, Русакова, 2005; Жуланова и др., 2007]. Многофазные интрузии локализуются среди палеозойско-мезозойских отложений, однофазные - в метаморфитах Авековского блока (см. рис. 4).

Самый ранний - диорит-гранодиорит-гранитовый восточно-тайгоносский комплекс представлен одноимённым плутоном и рядом интрузий юго-восточного побережья, прорывающих отложения ордовика - готерива. Для гранитоидов характерны полосчатые и шлировые текстуры, зоны мигматитов и агматитов. Возраст комплекса обоснован К-Ar реликтовой датой 119±3 млн лет (апт), остальные датировки фиксируют моменты повторного включения изотопных часов после термальных событий. Последние запечатлены отсутствием датировок в интервалах 99-96, 90-86, 78-75 млн лет (рис. 5). Согласно Ar-Ar и U-Pb данным, интрузии формировались в интервале 106,5±0,9 - 97,0± 1,1 млн лет (при разбросе датировок от 113,3 до 95,3 млн лет), знаменуя начало функционирования ОЧВП наТайгоносе [Бовдаренко и др., 1999; Лучицкая и др., 2003].

Северо-тайгоносский габбро-гранодиорит-гранитовый комплекс соответствует одноимённому поясу интрузий Г.Е. Некрасова [1976]. Породам также свойственны полосчатые и шлирово-такситовые текстуры. В выборке K-Ar и Ar-Ar данных реликтовая дата составляет 112,9±3 млн лет (апт-альб). Характерно отсутствие дат моложе 75 млн лет (см. рис. 5).

Восточно-тайгоносский комплекс (49 проб) л

7 -б ■

5 ■ 4

2 "h I 0

Восточно-тайгоноский комплекс, минералы (18 проб)

1 -i

57 66 75 84 93 102 111 120 Млн лет

66 75 84 93 102 111 120 Млн лет

Здесь и далее: ромб - 11-РЬ возраст; запитый ромб - средневзвешенный и-РЬ возраст

Рис. 5. Гистограммы K-Ar дат интрузивных комплексов Тайгоносской зоны

Авековский гранитовый комплекс объединяет массивы, прорывающие ме-таморфиты одноимённого блока. Представлен биотит-роговообманковыми и биотитовыми гранитами. Реликтовая КАг дата составляет 100±2 млн лет (см. рис. 4).

Центрально-тайгоносский монцонит-граносиенит-щёлочногранитовый комплекс соответствует комплексу граносиенитов, субщелочных и аляскитовых гранитовГ.Е. Некрасова [1976]. Самая древняя К-Аг дата- 101,7±2 млн лет, фиксирует верхнюю возрастную границу комплекса С комплексом связано Cu-Mo-порфировое оруденение.

Таким образом, геохронометрия подтверждает намеченную по геологическим данным синхронность магматизма в обоих отрезках Удско-Мургальской дуги. Формирование вулканитов в Кони-Пьягинской зоне продолжалось до баррема (130 млн лет), становление интрузий было импульсивным: 138-134 и 130-126 млн лет назад. В Тайгоносской зоне вулканизм продолжался до раннего альба, а становление интрузий было растянуто во времени от 119 до 100 млн лет назад. Для обеих зон характерно Cu-Мо-порфировое оруденение, практически одновозраст-ное: соответственно 104±5 млн лет и около 101 млн лет. Наблюдается корреляция и в моментах нарушения изотопных систем интрузивных комплексов: 93-90 млн лет (тауйско-пьягинский) - 93-86 млн лет (восточно-тайгоносский).

Глава 3. Раннемеловые вулканические и плутонические комплексы окраинно-континентального типа

Синхронно со становлением УМОД в структурах мезозоид, в континентальных условиях, формировались вулканиты основного и среднего состава. Их присутствие на южном фланге Яно-Колымской складчатой системы (ЯКСС) общепризнанно, но тектоническая позиция трактуется неоднозначно. Предполагается, что они: 1) принадлежат ОЧВП, слагая его низы [Геология СССР, т. 30, 1970; Умитбаев, 1986; Легенды Магаданской и Сугойской серий..., 1999 г.]; 2) являются производными орогенного или эпигео синклинального этапа развития мезозоид [Тильман, 1973; Белый, 1978; Песков, 1984; Котляр, 1986]; 3) входят в состав Удско-Мургальского островодужного пояса [Филатова, 1988; Геодинамика..., 2006]; 4) слагают Удской вулканический пояс [Парфенов и др., 1993].

Вулканические комплексы формируют изолированные депрессии (Агатовскую, Нявленгинскую, Джугаджакскую и др.), размещение которых контролируется северо-западными и субмеридиональными разломами, а также выполняют субширотный грабенообразный прогиб, приуроченный к северному обрамлению УМОД (см.рис. 1).

Во многих структурах вулканиты выделены в мамолтыкичскую свиту, состав которой довольно устойчив - это переслаивающиеся лавы, туфы амфибол-пла-гиоклазовых, пироксеновых андезитов, оливин-пироксеновых андезибазальтов, базальтов с прослоями туфов кислого состава, горизонтами туфогенно-осадочных пород, углистых алевролитов и пластами каменного угля. Терригенные прослои содержат флору позднеюрско-неокомского возраста.

Геохронометрия согласуется с флористическими данными. Реликтовые К-Аг даты вулканитов составляют: 142±6 - 136±2,7 млн лет (Агатовская структура), 147±8,0 и 140±7,0 млн лет (бассейн р. Лев. Палатка), 138±2,7 млн лет (Джуга-джакская структура). Полное отсутствие датировок отмечается в интервале 11481 млн лет (Агатовская структура) и 140-100 млн лет (бассейн р. Палатка). На обобщённой гистограмме определился значимый минимум в интервале 114-102 млн лет назад (рис. 6).

Комплекс в целом (96 проб)

Массив Тылхойский (32 пробы)

ЯД]

mh.n

60 69

71 17 96 103 114 123

Млн лет

Момолтыкнчская свита в целом (26 проб)

78 87 96 Млн лет

105 114 123

Рис. 6. Гистограммы K-Ar дат момолтыкичского и прнохот-ского комплексов.

Здесь и далее: ромб - U-Pb возраст; залитый ромб - средневзвешенный U-Pb возраст

□

60 «б 72 78 84 90 96 102 108 114 120 126 132 138 144 150 Млн лет

Оруденение. С вулканитами парагенетически связано Au-Ag оруденение (месторождения Джульетта, Агатовское). Рудные тела (кварцевые, адуляр-кварцевые, карбонат-кварцевые жилы, жильные зоны субширотного, северо-западного простирания) размещаются в изменённых эффузивах момолгыкичской свиты. Рудные тела м-ния Джульетта охарактеризованы Rb-Sr изохроной с возрастом 136±3 млн лет [Стружков и др., 1994] и аналогичной Ar-Ar датой [Ньюберри и др., 2000], что отвечает возрасту оруценения.

Предположительно к тому же этапу относится приохотский габбро-диорит-гранодиорит-гранитавый комплекс [Легенда Гижигинской серии..., 1999 г.; Жуланова, Русакова, 2005]. Массивы комплекса (Колымакский, Тылхойский и др., см. рис. 4) трассируются вдоль границы мезозовд с Тайгоносским отрезком УМОД. Предполагается присутствие таких интрузий в Коркодоно-Наяханском ряду, приуроченному к своду Наяханского антиклинального поднятия. Косвенным доказательством служит присутствие в конгломератах предвулканогенной молассы ОЧВП галек гранитов, гранодиоритов, диоритов, в вулканитах - ксенолитов гра-

нодноритов. Для пород характерны гнейсоввдные, полосчатые текстуры, зоны мигматитов и агматитов. В выборке К-Аг датировок практически в каждом массиве выявлены реликтовые даты 122±5 - 120±2 млн лет (апт), составляющие верхнюю возрастную границу комплекса. Термальные события зафиксированы в интервалах 117-114,93-90 и 81-78 млн лет назад (см. рис. 6).

Глава 4. Раннемеловые вулкано-плутонические комплексы внутриконтинентального рифтогениого типа

Магматические образования внутриконтинентального рифтогенного типа выделены Р.Б. Умитбаевым и И.Н. Котляром [1986] в Омсукчанском прогибе, где ранее были закартированы две контрастные субщелочные толщи [Филатов, 1972]. Аналогичные вулканиты отмечены и в более ранних неокомских вулканострукту-рах: Нявленгинской, Джугаджакской и др. (рис. 7).

Стратифицированные образования слагают аскольдинский кислый и ары-лахский базальтовый комплексы. Аскольдинский комплекс представлен высококремнистыми риолитами, трахириолитами, их туфами, игнимбритами с прослоями туфо-осадочных пород, содержащих флору силяпского горизонта (апт) [Филатов, 1972; Роднов и др., 1979; Ливач и др., 1989 г. и др.]. Перекрывается либо трахибазальтами арылахской свиты [Ливач, 1992 г.], либо груботер-ригенными отложениями омсукчанской серии с флорой апта и раннего-среднего альба. Общепринятый возраст - аптский [Филатов, 1972; Легенда Сугойской серии..., 1999 г.]. Изотопные же датировки, полученные разными методами, колеблются в интервале от готерива до начала сеномана: 134,9-91,1 млн лет (рис. 8).

Наша интерпретация позволяет согласовать изотопный возраст аскольдинс-кой свиты с определениями по флоре (рис. 9). Риолиты Дукатской структуры Омсукчанского рифта охарактеризованы Rb-Sr изохронами 124±1 [Котляр, Русакова, 2004] и 123±2 млн лет [Константинов и др., 1998], риолиты Нявленгинской -128±2 млн лет [Котляр, Русакова, 2004]. По риолитам Джугаджакской структуры получена реликтовая К-Аг дата 128±4 млн лет. Среднее реликтовое значение, рассчитанное для перечисленных дат, составляет 125±1 млн лет (граница баррема - airra). Более молодые Rb-Sr датировки (см. рис. 8) фиксируют, по нашему мнению, моменты повторного включения соответствующих изотопных часов. Ещё более значительно омоложены К-Аг датировки, свидетельствуя, что процессы рудообразования в Дукатском узле (см. далее) сопровождались потерей вулканитами ранее накопленного радиогенного аргона. Особняком стоят результаты U-Pb SHPIMP-датирования акцессорных цирконов из риолитов ас-кольдинской свиты: их возраст (130-135 млн лет [Петров и др., 2006]) превышает возраст содержащейся в ней флоры на 5-10 млн лет. Противоречие снимается, если предположить интрателлурическую природу циркона и постепенное продвижение мантийных расплавов к поверхности.

Плутонические образования представлены нявленгинским комплексом субщелочных и щелочных гранитов, на парагенетическую связь которых с асколь-

Рис. 7. Геолого-структурная схема Буюндино-Сугойской рудоконцентрирующей площади по [Котляр, Русакова, Гагиева, 2004] с дополнениями. 'ЯКСС, синклинории и поднятия (1-3): 1 -Сугойский (С), 2 - Армано-Вилигинскнй (AB), 3 - Бапыгычанское (Б). Комплексы наложенных структур (4-6): 4 - момолты-кичский (J,-K,), 5 - аскольдинский (КЛ, 6 -омсукчанская серия (К,). Комплексы ОЧВП (К, 2) (7-8): 7 - каховский, 8 - шороховский. Интрузивные комплекс (9-12), названия массивов: 9 - басугуньинский (Jj 3), 10 -нявленгинский(К,), 11 - омсукчанский (К,), 12 - быстринский (К,); 13 - неустановленной принадлежности; 14 - разломы: установленные (а), скрытые глубинные (б); 15 -границы: геологические (а), вулканических депрессий (б), интрузивно-купольного поднятия (в), предполагаемые Омсукчанского рифта (г); 16 - рудопроявления и месторождения, их типы; 17 - данные изотопного датирования (реликтовые даты), млн лет. а -Rb-Sr, б - К-Аг, в - Ar-Ar. г - U-Pb. Вулканические структуры: Нявленгинская (Н), Верхне-Буюндинская (ВБ), Джугаджакская Дж), Тэнекелийская (Т), Дукатская (Д), Кэнская лавовая полоса (К). Разломы: 1 - Улахан, 2 -Умарский, 3 - Килгана-Буксун-динский, 4 - Угуланский, 5 - Буюндинский, 6 - Дагорс-кий, 7 - Омсукчанский

Рис. 9 (справа). Этапность мелового магматизма и оруденения в Дукатском рудном узле по разных авторов. 1 - интрузивные породы: а - Дукатский массив:комплексы -нявленгинский (nv), быстринский (Jos), б - омсукчанский комплекс (от); 2-4 - вулканические комплексы: 2 - аскольдинский (as), 3 - тавагумский (tv), 4 - шороховский - ная-ханский (sch); 5 - базальты; 6 - оруденение: Ag-Pb-Zn, Sn; жильные типы Au-Ag оруденения: q-cl-s - кварц-хлорит-сульфидные, ad-q - адуляр-кварцевые, q-rh - кварц-родо-нит-родо-хрозитовые

Рудные тела месторожаенм Дукат 9 пР°б)

№ П

50 60 70 КО 90 100 110 Млн лег

Лскольдмосш! комплекс (2J пробы)

Нявлевгнсквй комплекс (56 проб)

зйд

шь

да.

58 68 78 88 98 108 118 Млн лет

Рис. 8. Гистограммы К-Аг дат рифтогенного этапа

70 S0 90 100 110 120 130 140

динскими вулканитами указывают близкие вещественные характеристики и принадлежность к единым структурам [Котляр и др., 2001]. Комплекс одно- или двухфазный, в его составе преобладают высококалиевые ильменитовые субщелочные и щелочные лейкограниты [Бочарников, Ичетовкин, 1980; Котляр, 1986]. В Нявленгинской структуре массивы субщелочных гранитов образуют кольцевое обрамление, а диапиры щелочных лейкогранитов тяготеют к её внутренним частям (см. рис. 7). В Дукатской структуре комплекс представлен субщелочными лейкогранитами одноимённого массива [Котляр и др., 2001], залегающего на глубинах 960-1320 м. Массив метаморфизует аскольдинские вулканиты и часть рудных тел м-ния Дукат.

Геохронометрия гранитов подтверждает их раннемеловой возраст. Массивы Нявленгинской структуры (колл. H.A. Горячева) охарактеризованы Rb-Sr изо-хронами 113±7 млн лет и 112±2 млн лет; массив Дукатский (130-320 м от контакта, колл. Г.С. Плюснина, В.И. Копытина) - изохроной 110±3 млн лет [Котляр и др., 2001]. Таким образом, возраст интрузий из разобщенных структур согласуется, составляя 113-110 млн лет. К-Аг датирование реликтовых дат, близких изохронным, не выявило. Наиболее древние составляют 97-96 млн лет. На гистограмме фиксируются термальные события в интервалах 90-88 и 84-82 млн лет, обусловленные, вероятно, формированием поздних базальтов (см. рис. 9). Примечательно, что эти интервалы фиксируются U-Pb возрастом цирконов из гранитов Дукатского массива 87,45±7,7-84,5±1,0 млн лет [Петров и др., 2006] (см. рис. 8).

Оруденение. С магматитами парагенетически связано Au-Ag оруценение вул-каногенно-плутоногенного типа, в частности, месторождение Дукат в Омсукчан-ском прогибе. Рудные тела размещаются в вулканитах аскольдинской свиты, прорванных Дукатским гранитным массивом. Представлены жильными зонами трёх стадий минерализации: кварц-хлоритовой, кварц-хлорит-адуляровой и кварц-родонит-родохрозитовой. Две первые являются догранитными, третья -пост- или сингранитной [Раевская и др., 1977; Сидоров и др., 1989; Константинов и др., 1998 и др.]. Рудные тела перекрываются вулканитами ОЧВП, в которых содержатся ксенолиты кварц-хлорит-адуляровых жил с соотношением Au/Ag близким к таковым в рудах первой и второй стадий минерализации [Ливач и др., 1989 г.]. Месторождение в значительной мере отработано, но возраст и длительность формирования оруденения до сих пор дискутируются: от одноактного альб - сеноманского до многоэтапного апт - туронского или кампан - маастрихтского (см. рис. 8). Геохронометрически догранитный (древнее 110 млн лет) возраст первых двух стадий не зафиксирован. Реликтовые K-Ar даты 109±1,5; 104±2 и 104±15,6 млн лет (см. рис. 9) характеризуют соответственно кварц-адуляровые жилы 2-й и 3-й стадий и ксенолит из конглобрекчий ОЧВП. Можно предположить, с учётом геологических взаимоотношений рудных тел с вмещающими вулканитами и гранитами, что оруденение первых двух стадий формировалось в интервале 123±2 - 110±3 млн лет, третьей стадии - около 109 млн лет, завершая становление гранитов.

Возраст Аи-А§ оруденения месторождения Нявленга достоверно не установлен. По данным Аг-Аг датирования возраст рудных тел около 100 млн лет [Лейер и др. 1997; Ньюберри и др., 2000], но не исключается и более древний [Ньюберри и др., 2000].

Таким образом, рифтогенный этап, начавшись 128±2 -123±2 млн лет назад накоплением вулканитов, завершился после перерыва 113±7 - 110±3 млн лет становлением гранитных комплексов. Аи-А§ оруденение было также растянуто во времени (от 123 до 109 млн лет) и формировалось в два этапа (вулканический и постгранитный). Это согласуется с представлениями о полицикличности и полихронности рудогенеза м-ния Дукат [Раевская и др., 1977; Савва, 1980; Сидоров и др., 1989 и др.].

Глава 5. Ранне-позднемеловые вулкано-плутонические комплексы окраинно-континентального типа

(Охотско-Чукотский вулканогенный пояс)

Наиболее яркое событие в меловое время - становление окраинно-континентального вулканогенного пояса, дискордантно наложенного на все более ранние структуры и сложенного породами известково-щелочного типа [Устиев, 1949, 1959; Белый, 1977-1994; Котляр, 1986; Умитбаев, 1986 и др.]. В настоящее время пояс классифицируется как надсубдукционная структура андийского типа [Геотектоника..., 2006]. Представления о стратиграфическом объёме и времени формирования ОЧВП остаются предметом дискуссии. Возраст нижней границы определяется в интервале ^-К^ верхней - К^-Р с!. Неоднозначно мнение о тектонической принадлежности верхней толщи базальтоидов: является ли она частью ОЧВП или слагает самостоятельную структуру.

Струиурно-формационное деление ОЧВП и общая схема развития излагаются в диссертации согласно [Белый, 1977-1994; Котляр, Русакова, 2004]. Установлено, что формирование структуры происходило в два этапа. Для раннего характерно разнообразие вулканических фаций с постепенной сменой состава от средних к кислым; значительна роль вулкано-терригенных пород. Интрузивные образования представлены широкой гаммой пород: от габбро до гранитов с преобладанием гранодиоритов. Позднему этапу принадлежат две формации: андезитовая и сменяющая её во времени риолитовая (игнимбритовая); интрузии сложены породами гранодиорит-гранитной ассоциации с преобладанием гранитов. Вулкано-тер-ригенные отложения всех частей разреза содержат флору среднего альба - Маастрихта. Во впадинах и прогибах в основании вулканогенного разреза залегают конгломераты, песчаники, алевролиты («предвулканогенная» моласса, по [Умитбаев, 1986]) с флорой раннего-среднего альба (буор-кемюсский горизонт).

Рассматриваемая территория охватывает северо-восточную часть Охотского и юго-западную - Пенжинского секторов ОЧВП. В Охотском секторе магматитами сформированы сходные по внутреннему строению Арманская, Малтано-Ольская, Туромчинская вулкано-тектонические депрессии, Наяханское вулканическое поле и отличная от них Кэнская лавовая полоса. В Пенжинском секторе выделяются

Ахавеемская и Чайвавсемская депрессии, Шайбовеемский прогиб и Верхне-Пенжино-Аянкинское вулканическое поле (рис. 10).

Наиболее полно геологически и геохронометрически изучены Армянская и Малтано-Ольская вулкано-тектоничсские депрессии, выполненные сходными магматическими ассоциациями [Сперанская, 1963; Белый, 1977; Умитбаев, 1986; Котляр, 1986; Котляр, Русакова, 2004 и др.]. Их основание слагают осадочные комплексы мезозоид или вулканиты 1Э-К,п. Арманская структура отличается широким развитием андезитов раннего этапа, Малтано-Ольская - преобладанием кислых вулканитов обоих этапов (рис. 11).

Стратифицированные образования раннего этапа в обеих структурах представлены (снизу вверх): нанкалинской, арманской, хольчанской свитами и толщами. Молассовые отложения вьщелены в кирикскую толщу. Выше залегает нан-калинская (нараулийская) толща (платно- и амфиболовые андезиты, андезиба-зальты, прослои туфов и туфо-терригенных пород), перекрывающаяся отложениями арманской свиты (песчаники, алевролиты, конгломераты, прослои углей, туфов среднего состава) с позднеальбской флорой арманского комплекса. Венчает разрез

Рис. 10. Схема структурного районирования Охотско-Чукотского вулканогенного пояса по {Белый, 1977; Котляр, Русакова, 2004] с дополнениями.

шь

основание ОЧВП; 2 - наложенные впадины и прогибы (К^: Б - Бургагыл-канская, Ом - Омсукчанский, В-П -Верхне-Пенжинская, Мл - Молонд-жинская, Ум - Умкувеемская, Ан - Айнах кур генская, Н - Нутесынская, И -Ичигемская; 3 - отложения ОЧВП; 4 -границы ОЧВП: а - генерализованная, б - секторов и зон, в - вулканоструктур. Зоны: З-О - Западно-Охотская, В-Ч - Восточно-Чукотская. Секторы: О - Охотский, П - Пенжинский, А - Анадырский, Ц-Ч - Центрально-Чукотский. Структуры ОЧВП: У - Ульинский прогиб, К - Куйдусунская впадина, Ар - Арманская депрессия, М-О - Малтано-Ольский ряд вулканоструктур, X - Хе-тинское поле, Кэ - Кэнская лавовая полоса, Нх - Наяханское поле, Тм - Туромчинский прогиб, Ах - Ахавеемская депрессия, Ч - Чайвавеемское поле, Ш - Шайбовеемский прогиб, Я-М - Яблоно-Мечкеревский ряд вулканоструктур, П- Пегтымельский прогиб; 5 - территория района исследования (Северо-Восточное Приохотье)

Рис. 11. Геологическая схема Армянской и южной части Малтано-Ольской структур по [Аноров и др., 2001 г.] с изменениями. 1 - четвертичные отложения; 2 - базальты ХЭВЦ (К2); 3-10 - вулканические и интрузивные комплексы, свиты ОЧВП (К, Л: 3 - ольский: покровные (а), субвулканы (б); 4 • улынский: покровные (а), субвулканы (б); 5 - хольчанский: покровные (а), субвулканы (б); б - арманская свита; 7 - нанкалинская свита; 8 - кирикская толща; 9 - дукчинский (К,): диориты (а), гранодиориты (б), граниты (в); 10 - неорчанский (К2): субщелочные граниты; 11 - момолтыкичская свита (1,-К,) 12 -терригенные отложения мезозоид; 13 • геологические границы; 14 - разрывные нарушения; 15 - места находок ископаемой флоры; 16 - реликтовые даты, млн лет: а - Rb-Sr, б - K-Ar, в - U-Pb; 17 - контуры вулканических структур. Структуры: Ar - Аганская, Ар - Арман-ская, Г - Гайчанская, И - Ингагченская, Тр - Трассовая, П - Поздняя, X -Хатачанская

раннего этапа хольчанская свита, состав которой несколько варьирует. В Арман-ской структуре это пестроцветные туфы, игнимбриты риодацитов, дацитов в нижней части разреза и лавы риолитов - в верхней; в Малтано-Ольской низы представлены игнимбритами кислого состава, верхи - разнообломочными туфами риодацитов, дацитов. Породы содержат флору раннего-позднего мела. Согласно Легенде Магаданской серии... [1999 г.], возраст всех толщ - альб - сеноман.

Геохронометрические данные следующие. Возраст плагиоандезитов нан-калинской толщи Арманской структуры определяется реликтовыми К-Аг датами 108,7±3,4-106±1 млн лет. В Малтано-Ольской структуре таких дат не выявлено, самая древняя из них - 94 млн лет (рис.12). Возраст арманской свиты ограничивается возрастом гранодиоритов рвущего штока Валун (реликтовая К-Аг дата 103±2 млн лет). Для детритовых цирконов из песчаников арманской свиты по-

Ранний этап Малтано-Ольской и Армянской структур (124 пробы)

ПИ

оо

0101

-СО

15 14 13 12 11 109 В 7 6 5 4 32 1 О

Дукчинсхмй комплекс в целом (78 проб)

л.

72 81 Млн лет

Рис. 12. Гистограммы K-Ar дат магматитов Армянской и Малтано-Ольской структур ОЧВП

Поздний этап Армянской и МдтпшоОльской структур (100 проб)

о 00

И-

Нанкалинская свкга Мжлтано-Ольской ■ Армянской структур (50 проб)

шш

ПГПП.ГП

45 S4 63 72

90 99 108

Ранний этап Армянской структуры (104 пробы)

оШ

ШШ

\ш

45 S4 63 72 81 90 99 108 Млн лет

лучены U-Pb (SHRIMP) датировки 160-148 и 92±2 млн лет, последняя из которых принята за максимальный возраст отложений [ Акинин, 2007]. Это входит в противоречие с Аг-Аг датировкой нижележащей нанкалинской толщи (85,6± 1,3 млн лет [Hourigan, Akinin, 2004] и приведёнными K-Ar датами. Породы хольчанской свиты обеих структур охарактеризованы Rb-Sr изохронами 106±2,105±3,5и 103±1 млн лет [Котляр, Русакова, 2004]. Согласующихся реликтовых K-Ar дат не выявлено, самая древняя - 96±1 млн лет (см. рис 12).

Таким образом, возраст вулканитов раннего этапа - нанклинской, арманской и хольчанской свит - колеблется в интервале 109-103 млн лет, что соответствует раннему - среднему альбу. На гистограмме фиксируется термальное событие в интервале 87-84 млн лет, отразившиеся только в вулканитах нанкалинской свиты. В то же время в обеих толщах отмечается одновременное (84-81 млн лет назад) повторное включение изотопных часов, которое коррелируется с упомянутой Аг-Аг датой 85,6±1,3 млн лет.

Стратифицированные образования позднего этапа выделены в улын-кую (нижняя) и ольскую (верхняя) свиты, формирующие изолированные струк-уры обрушения [Белый, 1977]: Аганскую, Хатачанскую и др. В Арманской депрессии улынская свита сложена двупироксеновыми и гиперстеновыми андезитами, ан-дезибазальтами, базальтами, реже их туфами и дациандезитами, в Малтано-Ольс-кой покровная фация практически отсутствует, комагматичные субвулканические тела сложены двупироксеновыми андезибазапьтами, андезитами, диорит-порфи-ритами. Ольская свита в Арманской структуре - это порфиро- и кристаллокласти-ческие риолитовые игнимбриты («платоигнимбриты») с маломощными горизонтами туфов риолитов, которые залегают как на андезитах улынской, так и на вулканитах хольчанской свиты. В Малтано-Ольской структуре ольская свита чаще всего залегает на хольчанской. В нижних частях разреза здесь преобладают риолитовые игнимбриты, в верхних - туффиты, туфы и лавы мелкопорфировых риолитов с линзами витрофиров, аркозовых песчаников. Туфы содержат флору аркагалинского комплекса.

Геохронометрические данные следующие. Нижняя часть ольской свиты охарактеризована Rb-Sr изохронами: 102±2 млн лет (Аганская структура) и 102±3 млн лет (Хатачанская депрессия), средняя-верхняя части - Rb-Sr изохроной 99±4 млн лет (Ингагченская структура) [Котляр, Русакова, 2004]. Эти даты мы и принимаем за возраст свиты (конец альба). Соответствующих К-Ar дат не выявлено. На гистограммах определилось лишь время повторного включения изотопных часов (84-81 млн лет назад). Оно коррелируется с таковым, проявленным в эффузивах раннего этапа. Этот же момент фиксируется, по нашему мнению, Аг-Аг и U-Pb датировками ольской свиты (соответственно 84-81 и 88-83 млн лет), которые интерпретируются их авторами как возраст свиты [Hourigan, Akinin, 2004; Акинин, 2005] (см. рис. 12).

Интрузивные образования, комагматичные этапам вулканизма, выделены в обеих структурах в два комплекса: ранний дукчинский и поздний неорчанский [Котляр и др., 2001; Котляр, Русакова, 2004].

Дукчинский габбродиорит-гранодиорит-гранитовый комплекс представлен отдельными моногенными интрузиями (Арманская структура) или участвует в строении полихронных плутонов: Средне (Нижне)-Ольского, Неорчанского (Нухского) и др. Комплекс многофазный при преобладании гранодиоритов-адамеллитов [Алдреева и др., 1999; Аноров и др., 2001 г.]. Интрузии обычно размещаются в обрамлении вулканоструктур или формируют интрузивно-купольные поднятия внутри их, метаморфизуя породы раннего этапа (см. рис. 11).

Геохронометрия свидетельствует о раннемеловом возрасте комплекса Его массивы (Гайчан, Сфинкс) охарактеризованы Rb-Sr изохронами: 101±4, 99±8 млн лет [Котляр, Русакова, 2004] и реликтовыми К-Аг датами 103±2 и Ю2±1 млн лет (массивы Валун, Нелканджинский) (см. рис. 11). U-Pb возраст цирконов адамел-литов массива Неорчанский определён как 97±2,7 млн лет [Акинин и др., 2006]. В породах комплекса выявился минимум в интервале 87-84 млн лет (см. рис. 12).

Неорчанский габбродиорит-щелочногранитовый комплекс чаще участвует в строении полихронных плутонов: Неорчанский (Нухский), Калапагинский и др., реже представлен однофазными массивами (Тоопчан). Интрузии прорывают эффу-зивы раннего этапа, взаимоотношения с вулканитами ольской свиты неясны. Становлением комплекса завершается формирование ОЧВП. Комплекс трёхфазный [Трушнин, 1985 г.], но в целом преобладают субщелочные граниты и лейкограниты (массивы Топчан, Неорчан). Геохронометрические данные разноречивы. По массиву Тоопчан получена Rb-Sr изохрона 94±2 млн лет, массиву Неорчан - 81±2 млн лет [Котляр, Русакова, 2004]. U-Pb возраст цирконов из субщелочных гранитов - 86,7± 1,4 млн лет [Акинин и др., 2006]. Реликтовая К-Ar дата дайки субщелочных гранитов составляет 93±1 млн лет. Таким образом, можно предположить, что внедрение начальных фаз комплекса происходило одновременно с излиянием вулканитов ольской свиты, т.е. около 99 млн лет тому назад, заключительных фаз -не позже 93 млн лет. Rb-Sr-даты 81±2 и 72±1 млн лет фиксируют моменты повторного включения изотопных систем. В целом же, геохронометрия заставляет думать, что становление интрузивных комплексов и кислый вулканизм были сближены во времени.

Аналогичным строением обладают еще две вулканоструюуры: Наяханское поле и Туромчинская депрессия.

Наяханское вулканическое поле объединяет ряд депрессий, строение которых однотипно [Силинский, 1981;Чуравцовидр., 1992 г.] (рис. 13). Здесь ограниченно развиты терригенные отложения, одновозрастные с арманской свитой, широко распространены интрузивные образования. Разрез начинается с пироксен-амфиболовых андезитов, их лавобрекчий, андезибазальтов, базальтов, дацитов (таватумская свита) с арманской и аркагалинской флорой, перекрывающихся игнимбритами риолитов, дацитов и их туфами (ненкатская, стуценинская толщи). Возраст вулканитов - альб-сеноман. Поздний этап представлен пироксеновыми андезитами, андезибазальтами и базальтами (озернинская толща) и перекрывающей их толщей туфов, лав, игнимбритов риодацитов и риолитов (хигин-динская, наяханская свиты). Принятый возраст вулканитов - сеноман - кампан. C.B. Щепетов [1995] только самые верхние игнимбрито-туфовые толщи кислого состава относит к позднему мелу (сангон), а более ранние вулканиты датирует ранним-поздним мелом (поздний альб - коньяк).

1Уромчинская структура представляет собой единую вулкано-тектониче-скую депрессию, отличающуюся господством вулканитов кислого состава позднего этапа. На раннем этапе формировались лавы и ашомератовые туфы палеотип-ных андезитов с линзами конгломератов, туфоконпюмератов (тайночинская свита)

Рис. 13. Геолого-структурная схема Наяхан-ского вулканического поля и Туромчннской депрессии.

■ И2 В3 Ш'Ш'И6 \Z27 Ш8 ЕЗ» Е31в123»ЕЙ&

37 км

1 - вышупы кристаллического фундамента; 2 - чехол; 3-4 - структуры мезозоид: 3 - синклинории, прогибы, 4 - поднятия; 5 - образования ОЧВП. Вулканострукгуры: Пр - Пропащин-ская, Нн - Ненкатская, ВН - Верхне-Наяханская, Тв - Таватум-ская, Тм -Туромчинская; 6 - базальты ХЭВЦ: П - Предгорный гра-бен; 7 - кайнозойские впадины; 8 - интрузивные массивы, их названия; 9 - тектонические нарушения; 10 - геологические границы; 11 - контуры вулкано-структур; 12 - реликтовые даты, млн лет: а - ЯЬ-Бг, б - К-Аг

Вулкаааты Наахяаского оола (19 проб)

Иктдоня Неаханекого пола (83 проб)

10 S

I 2

и rmnm п

п гтп

45 54 6} 72 II 90 99 108 117 126 Мтлет

Рис. 14. Гистограммы K-Ar дат Наяханской и Туромчинской структур

60 70 80 90 100 НО Млн лет

Гармандинскмй комплекс (19 проб)

и игнимбриты риодацитов с горизонтами их лав, туфов, туффитов (вархаламская толща), в поздний этап - амфибол-пироксеновые андезиты и андезибазальты, их туфы, кластолавы (туромчинская толща) и сменяющие их во времени риолиты, риодациты, их кластолавы (хайчанская толща) [Политов, 1981; Легенда Гижигин-ской серии.., 1999 г.]. Отложения содержат комплексы флоры с возрастом от раннего до позднего мела включительно (по разным исследователям).

Геохронометрия вулканитов разноречива, не очень представительна и характеризует только Наяханское поле. Реликтовые K-Ar даты составляют: в андезитах таватумской свиты - 90,2±3,6 млн лет, в кислых эффузивах -109 и 101 млн лет (рис. 14). Отмечается отсутствие дат в интервале 88-70 млн лет.

Интрузивные образования, насыщающие Наяханское поле, представлены многофазными полихронными массивами преимущественно кислого состава. Объединены в наяханский габбро-лейкогранитовый комплекс [Легенда Сугойской серии... 1999 г.]. В Туромчинской депрессии выделен гармандинский габбро-диорит-гранит-гранодиоритовый комплекс [Жуланова, Русакова, 2005]. Интрузии прорывают вулканиты раннего этапа, в кислых эффузивах (хайчанская толща) содержатся ксенолиты гранодиоритов, гранитов [Политов, 1981]. Раннемеловой возраст обоих комплексов зафиксирован: Rb-Sr изохроной 102±0,4 млн лет, (граниты массива Вилигинский) [Котляр, Русакова, 2004], реликтовыми К-Аг датами 101±2,0 и 100,4±2,2 млн лет (массивы Наяханский и Гармандинский). Ii-Ar датировки 120,9±1,8; 118±5,9 млн лет гранитов массива Вилигинский указывают, вероятно, на присутствие в них более ранних комплексов (приохотский). На гистограммах фиксируются термальные события: 93-90 млн лет назад в ная-ханском комплексе, 84-81 - в гармандинском (см. рис. 14). В Туромчинской структуре, кроме того, развиты массивы, которые размещаются преимущественно среди кислых вулканитов позднего этапа, формируя куполовидные структуры. Они сложены породами монцониг-лейкограниговой ассоциации и выделены нами в ахавеемский комплекс [Жуланова, Русакова, 2005]. Геохронометрически не охарактеризованы.

Своеобразным строением обладает Кэнская лавовая полоса, которая трассирует западный борт Омсукчанского прогиба, наследуя его структурный план (см. рис. 7,10). Вулканиты ОЧВП с несогласием перекрывают апт-альбские угленосные отложения омсукчанской серии и без видимых признаков несогласия -позднеальбские терригенные породы зоринской свиты.

Стратифицированные образования представлены тремя свитами (снизу вверх): каховской (пироксен-амфиболовыми андезиты, андезибазальты, их лаво-брекчии и туфы); надеждинской (афировые и мелкопорфировые риолиты, их туфы), шороховской (туфы и игнимбриты риодацитов). Принятый возраст вулканитов: от альба-сеномана до кампана [Легенда Сугойской серии..., 1999 г.; Ливач и др., 2001 г.].

Геохронометрические данные указывают на более ранний (средне-поздне-альбский) возраст вулканитов. Риодациты шороховской свиты охарактеризованы Rb-Sr изохронами 100±2,4 млн лет и 100±6 млн лет, андезиты каховской свиты -

реликтовой К-Аг датой 107±1,1 млн лет [Котляр, Русакова, 2004]. На обобщённой гистограмме в интервале 84-82 млн лет выявилось термальное событие, проявленное и в других структурах ОЧВП (рис. 15). Более молодые датировки, принятые за возраст шороховской свиты [Колесников и др., 1998; Чернышев и др., 2005 и др.], согласно нашим данным, фиксируют моменты повторного включения изотопных часов.

Интрузивные образования, когенетичные вулканитам, выделены в быстрин-ский и наяханский комплексы [Легенда Сугойской серии, 1999 г.]. Сопоставляются с дукчинским и неорчанским комплексами Малгано-Ольской и Арманской структур. Быстринский габбро-гранодиоритовый комплекс представлен интрузиями, тяготеющими к восточному флангу Кэнской полосы и прорывающими андезиты каховской свиты. Верхняя возрастная граница определяется присутствием ксенолитов гранодиоритов в конгломератах шороховской свиты [Соболев, 1989; Ливач и др., 1989 г.]. Реликтовая К-Аг дата 101±1 млн лет отвечает возрасту комплекса и коррелируется с таковым дукчинского. По наяханскому комплексу датировки отсутствуют. Своеобразие Кэнской лавовой полосы подчеркивается развитием здесь омсукчанского лейкогранитового интрузивного комплекса [Матвеенко 1957; Руб, 1970; Соболев, Колесниченко, 1979]. Массивы комплекса размещаются преимущественно в структурах рифтогенного типа, тяготея к внешней границе ОЧВП, гораздо реже - в ЯКСС. Комплекс отличается однородным составом (граниты), специфическими акцессориями (магнетит, ортит, флюорит, турмалин, касситерит) и оруденением касситерит-силикатной формации, локализованным в

Шорошвскаа свита (24 пробы)

ша

о.

о О О

ыь.

Омсукчавсхнй комплекс в целом (94 пробы)

58 62 66 70 74 78 82 86 90 94 98 \0: Млн лег

МассавЛево-ОмсукчанасвИ (53 пробы)

п.п п

70 80 90

Млн лет

70 80

Мльлс

Рис. 15. Гистограммы К-Аг дат пород Кэнской лавовой полосы

гранитах и их экзоконтактах. Массивы прорывают нижнемеловые отложения омсукчанской серии и андезиты каховской свиты ОЧВП; верхняя возрастная граница определяется наличием ксенолитов лейкогранитов в вулканитах шоро-ховской свиты [Филатов, 1961 г.; Иевлева и др., 1969 г.]. Граниты и рудные тела секутся позднемеловыми дайками риолитов и базальтов.

Геохронометрические данные не противоречат геологическим: наиболее древняя (из 4-х) Rb-Sr дата 105±3 млн лет из гранитов массива Невский фиксирует начало формирования комплекса, aero средний возраст, с учётом К-Аг реликтовой даты 99±1 млн лет, определён как 101±1 млн лет [Котляр и др., 2001; 2004]. На гистограмме выявились два термальных события: 92-90 и 82-80 млн лет назад. Последнее обязано внедрению базальтовых даек. Более молодые Rb-Sr, U-Pb и K-Ar датировки отвечают, скорее всего, моментам повторного включения изотопных часов (см. рис. 15).

Далее на северо-восток только в Шайбовеемском прогибе Пенжинского сектора установлены флористические и хронометрические реперы вулканизма. Здесь эффузивам более свойственны эксплозивные фации, частая перемежаемость пород кислого и среднего состава, их фациальные взаимопереходы по лахерали. Существенную роль играют туфы и туфо-терригенные породы, причем на раннем этапе преобладают кислые вулканиты, на позднем - средние. Характерно незначительное, в сравнении с Охотским сектором, развитие интрузий (рис. 16). Описание магматических образований приводится по материалам листов Госгеолкарты-200/1 [Алексеев, 1979; Лобунец и др., 1979; Сонин и др., 1981; Гуцдобин и др., 1999 г.] и Легенде Гижигинской серии.., [1999 г.].

Стратифицированные образования. В основании разреза фиксируется мо-ласса (акаткевеемская и ненеитская свиты) с буор-кемюсским комплексом флоры (ранний альб) [Лебедев, 1987]. Далее разрез наращивается лавами и туфами андезитов с прослоями кислых вулканитов, туфо-терригенных пород, сменяющихся по латерали базальтами, андезитами, их туфами (хайокланская, вилюйкинская толщи). Выше залегают туфы, игнимбриты, лавы кислого состава с прослоями андезитов, базальтов, их туфов, туфо-терригенных пород тылхойской свиты. Эф-фузивы раннего этапа перекрываются андезибазальтами, андезитами и их туфами с прослоями туфов и игнимбритов кислого состава, линзами туфогенно-осадоч-ных пород (шайбовеемская, окланская толщи). Венчают разрез туфы, игнимбриты, лавы риолитов-дацитов макковеемской свиты, образующие небольшие поля и просадки. Породы содержат флору шести комплексов с возрастом от позднего альба до раннего сенона включительно [Лебедев, 1987; Филатова и др., 1992].

K-Ar датирование выявило реликтовые даты, согласующиеся с таковыми структур, описанных выше: в андезитах раннего этапа (хайокланская, вилюйкинская свиты) - 110-107 млн лет, в андезитах позднего (шайбовеемская толща) -103-101 млн лет. Фиксируется термальное событие, отмеченное на гистограмме минимумом в интервале 90-87 млн лет (рис. 17).

Интрузивные образования в этой структуре выделены в пенжинский и ичи-гемский комплексы [Гундобин и др., 1999 г., Жуланова, Русакова, 2005]. Наиболее

шеей1

И'&Ш»

км 37

:. 16. Геолого-структурная схема Шайбовеемского прогиба ОЧВП. 1 - отложения мезозоид; 2 - терриген-ные отложения (К У); 3 - отложения предвулканогеннои молассы (К,ар,-а1,); 4 - образования Шайбовеемского прогиба ОЧВП (К,а1-К,$); 5 - базальты ХЭВЦ (К2кт); 6 - четвертичные отложения; 7 - интрузивные тела, курсив -их название; 8 - тектонические нарушения; 9 - геологические границы; 10 - контуры вулканоструктур; 11-К-Аг реликтовые даты, млн лет. Структуры: Ав - Авлондинская, Ак -Акаткевеемская, ШО - Шайбовеем-Окланская, К - Конгуассенская

5 -4 -

i: 1

Вулмшяты раннего этапа (27 проб)

60 69 7S 87 96 105 1 Млн лет

Пекжннскик комплекс (33 пробы)

шш

34 64 74 84 94 104 114 Млн лет

Вулкан кты позднего этапа (18 проб)

31 60 69 71 17 96 103 114 Млн лет

Рис. 17. Гистограммы К-Аг дат Шайбовеемского прогиба

широко развиты интрузии раннего пенжинского габбродиорит-гранодиорит-гра-нитового комплекса, локализованные в структурах мезозоид и вулканитах раннего этапа. Реликтовые К-Аг даты 104-103 млн лет зафиксированы в массивах Ильно-веемский, Купольный (см. рис. 17). Термальное событие в интервале 90-84 млн лет назад, проявленное в вулканитах раннего этапа, отмечается и в интрузиях (см. рис. 17). Массивы ичигемского габбро-гранодиорит-гранитового комплекса размещаются среди вулканитов позднего этапа, геологический возраст - поздний мел [Гувдобин и др., 1999 г.]. К-Ar датирование пород непредставительно.

Оруденение. С вулкано-плутоническими комплексами ОЧВП парагенети-чески связаны эпи- и мезотермальные Au-Ag, Ag-Pb-Zn, Mo, Sn и другие типы минерализации. Представителями Au-Ag оруценения являются м-ния Карамкен, Ойра, Сопка Кварцевая и др. Возраст оруденения по геологическим данным разноречив, но большинство исследователей связывают его с поздним этапом магматизма. Рудные тела обычно локализуются в метасоматитах по вулканитам пород раннего этапа (м-ние Карамкен), реже - по кислым породам позднего (м-ние Сопка Кварцевая). Представлены жильными зонами преимущественно адуляр-кварцевого состава Геохронометрические данные указывают на сеноманский возраст оруденения. Ar-Ar даты адуляров жильных тел месторождений Карамкен и Ойра составляют 93 и 91 млн лет соответственно [Ньюберри и др., 2000]. Близкая К-Аг дата - 92 млн лет - характеризует предрудные метасоматиты месторождения Утесное. Согласно П.У. Лейеру с соавторами [1997], Аг-Аг возраст руц значительно моложе: от 80 (м-ния Эвенское, Кегали) - 79 млн лет (м-ние Карамкен) до 76 млн лет (м-ние Ойра) (рис. 18).

Sn оруденение генетически связано с гранитами омсукчанского комплекса. Представлено жилами и жильными зонами кварц-турмалинового, кварц-турмалин-хлоритового состава с касситеритом и сульфидами, которые размещаются в экзо- и эндоконтактовых зонах интрузивов. К-Аг возраст лейкогранитов омсукчанского комплекса составляет 105±3 млн лет; что определяет нижнюю границу оруденения. В то же время, Ar-Ar дата 84,5±0,5 млн лет по мусковиту рудных тел м-ния Невское [Ньюберри и др., 2000], коррелируется с термальным событием, отмеченным в гранитах комплекса (82-80 млн лет).

Этапы эволюции ОЧВП. Геохронометрия магматитов указывает на синхронность магматических процессов в вулканоструктурах изученного отрезка ОЧВП.

Рис. 18. Гистограммы К-Аг дат метасоматитов в рудных полях ОЧВП

□ □ □

40 50 60 70 80 90 100 Млн лет

1. Начало вулканизма фиксируется реликтовыми датами 110-106±1 млн лет (нанкалинская, каховская, хайокланская толщи); завершился ранний этап около 103±1 млн лет назад (хольчанская, шороховская, наяханская свиты). Синхронно (103±2,4-101±4 млн лет назад) формировались интрузивные комплексы габ-бродиорит - гранитного ряда (дукчинский, наяханский, гармандинский, пенжин-ский). Поздний этап, начавшись около 102-101 млн лет назад с формирования андезитовых комплексов, продолжился извержением игнимбритовых толщ и завершился около 93 млн лет назад становлением одно-двухфазных гранитных интрузий (неорчанский, ахавеемский комплексы) и одновременным (?) формированием оруценения разной формационной принадлежности. Таким образом, длительность формирования ОЧВП на данном отрезке (ранний альб - конец сено-мана) составляла 16-17 млн лет.

2. Породы обоих этапов подверглись термальным преобразованиям, отдельные эпизоды которых, охватывая в целом диапазон 93-80 млн лет назад, были индивидуальны для каждой структуры. Такие события фиксируются минимумами на гистограммах К-Аг дат в интервалах: 87-84 млн лет назад (нанкалинская свита и дукчинский комплекс Арманской и Малтано-Ольской структур), 92-90, 84-80 млн лет (омсукчанский комплекс и вулканиты Кэнской лавовой полосы), 90-84 млн лет (магматиты Шайбовеемского прогиба). Отмечается согласованность времени последнего включения изотопных часов (84-81 млн лет назад) в породах разных структур. Термальные события и моменты повторного включения фиксируются Ar-Ar и U-Pb датировками, полученными для магматитов Арманской (нанкалинская, ольская свиты) и Кэнской (шороховская свита, омсукчанский комплекс) структур.

3. Характерно, что в областях, где интенсивно проявлен базальтовый вулканизм, реликтовые датировки, соответствующие возрасту вмещающих пород, практически полностью стираются. Особенно ярко это проявлено в Арманской, Малтано-Ольской и Туромчинской вулканоструктурах.

Глава 6. Позднемеловые вулканические комплексы внутриконтинентального типа

(Хакаринско-Энмываамская вулканическая цепь)

Базальт-трахибазальтовые комплексы прослеживаются на всём протяжении ОЧММП, выполняя разрозненные лавовые плато (Янское, Ольское, Хатачанское, Хетинское, Верхне-Пенжинское поля) и грабены (Предгорный, Ичингейский). Реже среди магматитов ОЧВП и осадочных комплексов мезозоид наблюдаются рои базальтовых даек субширотного - северо-восточного простирания. Все проявления объединены нами в Хакаринско-Энмываамскую вулканическую цепь [Котляр, Русакова, 2003]. В ряде работ базальты с «внутриплитными» геохимическими характеристиками и возрастом от сеномана до дания включительно относят к самостоятельному рифтогенному этапу [Парфенов, Натальин, 1977; Филатова, 1988] или связывают со структурами окраинно-континентально-рифтогенного типа с элементами внутриплитных [Полин, Молл-Столкап, 1999],

но чаще всего их считают продуктами заключительной стадии формирования ОЧВП [Белый, 1977, 2003; Легенды Магаданской, Сугойской..., 1999 г. и др.].

Лавовые покровы залегают субгоризонтально на выровненной поверхности вулканитов ОЧВП, местами подстилаются терригенными отложениями с флорой аркагалинского комплекса [Самылина, 1988] или близкой чаунскому [Щепетов, 1995]. Строение полей однотипно - это чередование потоков пироксеновых и оливиновых базальтов, андезибазальтов, их субщелочных разностей с отдельными покровами риолитов, трахириолитов (мыгдыкитская и атвувеемская свиты, ичингейская и уйканская толщи).

Возраст нижней границы определяется реликтовыми К-Аг датами: 84±0,4-82±0,8 млн лет (Ольское, Хатачанское, Верхне-Пенжинское поля), верхней -может быть ограничен возрастом первого термального события, начавшегося около 78 млн лет назад [Котляр и др., 2001]. Последняя цифра подтверждается Ar-Ar датами 781-77,5±1,1 млн лет [Минюк и др., 1998; Hourigan, Akinin, 2004] и U-Pb возрастом циркона (76,8±1,3 млн лет) из дайки трахириолитов, рассекающих базальты [Акинин и др., 2006]. Таким образом, геохронометрия подтверждает синхронность базальтового вулканизма, проявившегося в интервале 84-78 млн лет назад в разобщённых структурах изученного отрезка ОЧММП. Продолжительность его составляла не менее 4-6 млн лет.

Глава 7. Этапность мелового магматизма и корреляция эндогенных событий по геологическим и геохронометрическим данным

Изложенное позволяет заключить, что геохронометрические данные подтверждают, во-первых, многоэтапность мелового магматизма тихоокеанской окраины Азии, намеченную по геологическим критериям [Парфенов и др., 1977-1995; Филатова, 1988, 1995идр.], во-вторых-егодискретность. Вулканические, вул-кано-плутонические и интрузивные комплексы Северо-Восточного Приохотья - тектоно- и петротипической местности ОЧММП, сформировались в течение четырёх этапов, разделенных между собой значительными временными перерывами и региональными структурными несогласиями (рис. 19).

Изученные вулканоструктуры сложены магматическими сериями, каждая из которых обладает индивидуальными петро- и геохимическими характеристиками, подтверждающими, при нанесении их на известные дискриминантные диаграммы [Pearce, Norry, 1979;Реагсе atel., 1984; Пискунов, 1987], объективность разделения магматитов ОЧММП на островодужную, рифтогенную и окраинно-континентальную серии.

1. В берриасе - альбе (145-100 млн лет назад) продолжалось формирование УМОД: 145-112 млн лет назад накапливались толщи андезит-базальтовой формации с участием кислых пород, но, в отличие от юрского времени, уже в субакваль-ных и континентальных условиях. Более молодые (апт-альбские) вулканиты по геохронометрическим данным в Кони-Пьягинской зоне не выявлены, что указывает на отсутствие в этой структуре образований, сингенетичных континентальным комплексам ОЧВП. Интрузивные комплексы преимущественно гранодиори-

Рис. 19. Этапность мелового магматизма и оруденения Северо-Восточного Прио-хотья по геохронометрическим (K-Ar и Rb-Sr) данным. 1-4 - комплексы: 1 - интрузивные; 2-4 - вулканические, преимущественный состав: 2 - базальты-андезиты, 3 - да-циты-риодациты, 4 - базальты-трахибазальты; 5 - оруденение, его типы: Au - золото-кварцевое, Au-Ag - золото-серебряное, Mo-Cu(Mo) - молибден-медно-порфировое, Sn -оловянное (касситерит-силикатная, касситерит-сульфидная формации); 6 - термальные события, зафиксированные минимумами на гистограммах K-Ar датировок; 7 - датировки пород: а - Аг-Аг, б - U-Pb. Цифры в кружках - названия интрузивных комплексов, свит, толщ: 1 • сигланская, мелдэкская, пьягинская, 2 - нюклинский, 3 - тауйско-пья-гинский, 4 - магаданский, 5 - вавачунская, теланская, явоямская, 6 - восточно-тайго-носский, 7 - северо-тайгоносский, 8 - центрально-тайгоносский, авековский, 9 - мо-молтыкичская, 10 - приохотский, 11 - аскольдинская, 12 - нявленгинский, 13 - омсук-чанский; 14-17 - комплексы ОЧВП: 14-15 - вулканические: 14 - раннего этапа, 15 - позднего этапа, 16-17 - интрузивные: 16 - раннего этапа, 17 - позднего этапа; 18 - комплексы ХЭВЦ

товой основности формировались импульсивно: в валанжине (138-134 млн лет назад) и барреме (130-126 млн лет назад). Магматизм завершился в апьбе (107100 млн лет назад) становлением гранодиорит-гранитных комплексов с сопутствующим Мо-Си-порфировым оруденением.

Синхронно с УМОД в мезозоидах ЯКСС в раннем неокоме (147-136 млн лет) в континентальных условиях формировались базальт-андезитовые толщи (в частности, момолтыкичская свита), которые представляется правомерным рассматривать как фрагменты Удского окраинно-континентального пояса (по [Парфенов и др., 1993]). С ними парагенетически связано Au-Ag оруценение (м-ния Джульетта, Агатовское) с возрастом около 136 млн лет, что ставит в ряд перспективных другие подобные структуры (Тэнекелийская и др.). Конец этапа (122120 млн лет назад) фиксируется становлением многофазных интрузий (при-охотский комплекс и его аналоги).

2. В барреме - начале апта (128-123 млн лет назад") на локальных площадях (в рифтогенных структурах и зонах глубинных разломов, контролирующих размещение неокомских структур), формировались ультракислые риолиты и их производные. Становление комагматичных (гранитных) интрузий происходило позже: 113±7 -110±3 млн лет назад (граница апта и альба). В течение всего цикла (123-109 млн лет) формировалось полихронное и полицикличное Au-Ag оруценение на м-нии Дукат.

3. В конце раннего - начале среднего альба началось формирование окраинно-континентального Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, причём диахронно: на юго-западном фланге (Приохотье) - около 110, в северо-восточной ветви (Чукотка) -104 млн лет назад [Котляр, Русакова, 2004]. В основании покровов местами развита позднеаптско-раннеальбская моласса (кирикская толща, зорин-ская, акаткевеемская и др. свиты). На раннем этапе (110-101 млн лет назад) формировались андезитовые (преимущественно) и риодацитовые толщи и комагма-тичные многофазные интрузивные комплексы (с преобладанием гранодиоритов). В Кэнской полосе, кроме того, внедрялись оловоносные лейкограниты. Поздний этап (102±1 - 93±1 млн лет назад) знаменуется извержением кайнотипных андезитов, игнимбритов и становлением одно-двухфазных гранитных интрузий. Вероятно, в конце раннего этапа начало формироваться и оруденение нескольких генетических типов. Таким образом, длительность становления ОЧВП на данном отрезке составляла 16-17 млн лет.

Отметим, что аналогичные возраст и этапность установлены для Хингано-Олонойской зоны Хингано-Охотского пояса по данным Аг-Аг датирования [Сорокин и др., 2004]: первый этап (базальт-андезит-дацитовый, с преобладанием андезитов) -111-105, второй (существенно кислый) -101-99 млн лет назад.

4. В сантоне - начале кампана (84-78 млн лет назад), после перерыва в 8-10 млн лет, формировались базальтовые поля ХЭВЦ. Покровы базальтоидов залегают субгоризонтально на выровненной поверхности альб-сеноманских вулканитов. Некоторые поля подстилаются толщей конгломератов, туфопесчаников и

аргиллитов с пластами угля или лигнитов, чем убедительно подтверждается временной разрыв между ХЭВЦ и ольской свитой ОЧВП.

5. На гистограммах К-Аг датировок изученных магматитов выявились многочисленные минимумы - моменты нарушения радиогенных изотопных систем под воздействием наложенных эндогенных процессов (термальных событий) на уже сформированные породы. Полученная информация позволила установить три термальных события регионального масштаба. Первое (117-100 млн лет назад) вызвано зарождением и функционированием ОЧВП, второе (93-87) и третье (84-80 млн лет назад) обусловлены прогревом литосферы, который сопутствовал формированию ХЭВЦ. Два последние события отразились в изотопных системах большинства магматических комплексов территории, включая ОЧВП (таблица). Характерно также полное отсутствие реликтовых дат в породах тех структур ОЧВП, где поздний базальтовый вулканизм ХЭВЦ проявился наиболее интен-сивно: Арманской, Малтано-Ольской и Туромчинской.

Обращает на себя внимание совпадение Ar-Ar и U-Pb дат, принимаемых за возраст пород [Hourigan, Akinin, 2004; Акинин и др., 2006], с термальными событиями или моментами последующего включения изотопных часов, выявленными на гистограммах K-Ar датировок. Подобные факты отмечаются для восточно-тайгоносского и магаданского интрузивных комплексов УМОД; няв-ленгинского интрузивного комплекса Омсукчанского прогиба; нанкалинской, ольской, шороховской свит и омсукчанского интрузивного комплекса ОЧВП. Напрашивается вывод, что нередко Ar-Ar и U-Pb даты фиксируют не геологический возраст пород, а моменты переустановки изотопных часов, обусловленные более поздними термальными событиями. Частный механизм омоложения изотопного возраста пород - инфильтрация горячих газов из базальтовых лав в трещиноватую среду ранее излившихся и закристаллизовавшихся покровов [Брандт и др, 2009].

О результатах Ar-Ar и U-Pb датирования. В последнее время обострилась полемика о возрасте ОЧВП. Согласно точке зрения, базирующейся на корреляции стратонов и палеофлор, формирование ОЧВП происходило в течение среднего альба - начала кампана [Белый, 2003; Бюллетень МСК.., 2003]. Использование в качестве репера реликтовых изотопных дат (преимущественно Rb-Sr и К-Аг) привело к несколько иной оценке длительности магматизма: ранний -средний альб (110-104 млн лет) - сеноман (94-93 млн лет) [Котляр, Русакова, 2004]. На основании Ar-Ar и U-Pb (SHRIMP) датирования делаются вывод о более молодом возрасте ОЧВП и скоротечности магматизма в отдельных структурах: с сантона до начала кампана (85,6-83,7 млн лет) [Акинин и др., 2000; Hourigan, Akinin, 2004; Тихомиров и др., 2005 и др.]. Между тем наблюдается значительное несоответствие между Ar-Ar и U-Pb датировками и геологической ситуацией. Так, в Арманском поле близкие Ar-Ar (85,6±1,3 млн лет) [Hourigan, Akinin, 2004] и средневзвешенная U-Pb (85±0,5 млн лет) [Акинин, 2005] даты характеризуют соответственно нижнюю нанкалинскую (нараулийскую) и верхнюю ольскую свиты, что предполагает одномоментное накопление пяти свит общей мощностью 3000-7000 м. В то же время разница U-Pb датировок

Таблица

Время перестройки изотопных систем в магматитах Северо-Восточного Приохотъя

Вулканические, интрузивные комплексы Датировки, млн лет

Реликтовые K-Ar Rb-Sr K-Ar минимумы Аг-Аг U-Pb

Тауйаю-пьягинский 130-126 126-123 105-102 - 93-90 - -

Магаданский 110-108 10Г7±3 - - 93-90 - 93.9*1.4:101.Ш.4

Восгочно-тайгоихский пэа - - 99-96 90-87 81-72 103.3403 -99.03*03 ИЗДИ,0-953*3,9

Мэмшпыкичская свита 147-138 - 114-102 - - - \ш

Призхотский 122-120 - 117-114 - 93-90 81-78 -

Нявленгинский 10Ш.9 1Ш7-1ШВ - - 90-88 84-82 87,4±7/Ш^±1,0

Нанкашнская свита 10913.4 - - - - 87-84 85.5Ы.З

Дукчинский 103+2-10211 10114; 9918 - - - - 87-84 97,712,7

Вулканиты Кэнсюй полосы 107-100 10Ш2.6 - - - - 84-82 91+5-75+4 85<i±l А 81,710,09

Оеукчанзкий 99±1 10SÖ - - - 92-90 82-80 84.5+0.5 82,1±1,0

Бысгринский (01+1,0 - - - 78-75 -

Наяханский . 100±1,5 102±0,4 - - - 93-90 - -

Вулканиты ЦЫвовеемского пропйа 110-109 103-101 - - - 90-87 - -

Пенжинский 104-103 - - - 90-84 - -

Базальты ХЭВЦ 84-82 - - - 78-76 78.1+1.4-74.0+1.2

отдельных зерен циркона из ольской свиты достигает 5 млн лет (87,8±0,4-82,8±1,2) [Акинин, Ханчук, 2005], что соответствует длительности века (например, турон) или даже двух (сантон плюс кампан) [втасует е1 а1., 2004].

Возраст терригенной арманской свиты, определенный по самому молодому из обломочных цирконов (около 92 млн лет, турон) [Акинин и др., 2006], не

согласуется с альбским возрастом заключенной в ней одноимённой флоры, сан-тонской датировкой нижележащей нараулийской свиты (83,6 млн лет) и не подтверждается взаимоотношениями с интрузиями. Так, породы свиты метамор-физуются гранодиоритами ранней фазы Неорчанского массива с U-Pb возрастом цирконов 97±2,7 млн лет [Акинин и др., 2006] и диоритами штока Валун (K-Ar возраст 103±2 млн лет).

Появление более древних Ar-Ar (104,9; 106,2 млн лет) и U-Pb (97 млн лет) датировок из различных частей разреза ОЧВП (от Западно-Охотской ветви до Восточно-Чукотской) и рвущих интрузий заставило сторонников этих методов: 1) предположить проявление вулканизма, предшествовавшего ОЧВП (104,9±2,9 млн лет) [Тихомиров и др., 2005]; 2) удревнить нижнюю границу ОЧВП и выделить три главных импульса магматизма: 107-96 млн лет (гранитаиды внутренней зоны), 96-91 млн лет (ранние вулканиты), 88-82 млн лет (главный объём вулканитов) [Акинин и др., 2006]; 3) опустить нижнюю границу ОЧВП до 104-106 млн лет (альб) [Тихомиров и др., 2008; Мишин и др., 2008]. В последнем случае нижняя граница ОЧВП приблизилась к возрасту, определяемому как по геологическим данным [Белый, 1977; Белый, 2003], так и по реликтовым K-Ar датам [Котляр, Русакова, 2004] (рис. 20).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В работе впервые дана полная геохронометрическая характеристика меловых магматических комплексов Северо-Восточного Приохотья. При интерпретации изотопных датировок использован новый методологический подход, разработанный в СВКНИИ. На его основе выявлена хорошая согласованность изотопных данных с геологическими и, в достаточной мере - палеофлористическими данными, геохронометрически подтверждено проявление на изученной территории нескольких самостоятельных этапов мелового магматизма, протекавших в различных геодинамических обстановках.

Охарактеризованы меловые структуры, являющиеся составной частью ОЧММП:

1. Кони-Тайгоносское звено Удско-Мургальской островной дуги (УМОД), представленное лагунно-континентальными, континентальными терригенно-вул-каногенными толщами андезит-базальтовой формации с участием кислых пород и плутоническими образованиями преимущественно гранодиоритовой основности с сопутствующим Мо-Си-порфировым оруденением. Становление структуры продолжалось в интервале 145-100 млн лет назад (от берриаса до позднего альба).

2. Континентальные вулканоструктуры, формировавшиеся в раннем неокоме (147-13 6 млн лет назад) в мезозовдах ЯКСС, в тылу Удско-Мургальской дуги (фрагменты Удского окраинно-континентального пояса). Сложены вулканитами преимущественно основного состава; с ними парагенетически связано Au-Ag оруденение с возрастом около 13 6 млн лет, что ставит в ряд перспективных другие подобные структуры.

Рис. 20. Возраст Охотско-Чукотского вулканогенного пояса и базальтов ХЭВЦ по данным изотопного датирования и палеофлоре. 1-3 - изотопные датировки пород: 1 - Аг-Аг: а - вулканических, б - интрузивных, 2 - U-Pb (SHRIMP): а - вулканических, б - интрузивных, 3 - Rb-Sr изохронные и K-Ar реликтовые; 4-7 - возрастной объем: 4 -ОЧВП в целом, 5 - «плавных» фаз ОЧВП, 6 - базальтов, 7 - гранитовдов; 8 - нарушения K-Ar изотопных систем в магматитах ОЧВП

3. Рифтогенные внутриконтинентальные структуры (Омсукчанский прогиб и его гомологи), развивавшиеся на мезозойском складчатом основании в течение позднего баррема-альба (128-109 млн лет назад). Сложены контрастными вулканитами (при господстве риолитов) и гранитными интрузиями. Данному этапу свойственно полихронное Au-Ag оруденение.

4. Структуры Охотско-Чукотского окраинно-континентального вулканогенного пояса (ОЧВП): ассоциации известково-щелочных магматигов, станов-

ление которых происходило в течение 16-17 млн лет: от раннего - среднего альба до конца сеномана (110-93 млн лет назад). На раннем этапе (110-101 млн лет назад) накапливались андезитовые (преимущественно) и риодацитовые толщи, внедрялись комагматичные многофазные интрузии (с преобладанием гранодио-ритов). На позднем (102±1-93±1 млн лет назад) - изливались кайнотипные андезиты, риолитовые игнимбриты, внедрялись интрузии гранитов. В конце раннего этапа, судя по всему, начало формироваться эпи- и мезотермальное Au-Ag, Ag-Pb-Zn, Mo, Sn оруденение нескольких генетических типов.

5. Вулканические плато Хакаринско-Энмываамской внутриконтинентальной вулканической цепи (ХЭВЦ), сложенные базальт-трахибазальтовыми комплексами, накапливавшимися 84-78 млн лет назад (в течение 4-6 млн лет).

Геохронометрически определилась дискретность становления отдельных вулканических сооружений (4-17 млн лет), прерываемая относительно продолжительными (до 10 млн лет) паузами. В то же время плутонический магматизм в течение мелового периода практически не прекращался, в результате чего интрузии разных серий оказались совмещены во времени и пространстве.

Выяснилось, что радиогенные изотопные системы магматитов подвергались неоднократным термальным преобразованиям, нарушавшим ход радиоактивных часов. Время наложенных процессов (переустановка часов) фиксируется минимумами (вплоть до разрывов) на гистограммах соответствующих выборок. Полученная информация позволила выявить три термальных события регионального масштаба. Первое (117-100 млн лет назад) синхронизируется с зарождением и функционированием ОЧВП. Второе (93-87) и третье (84-80 млн лет назад) события отразились в изотопных системах большинства магматических комплексов и причинно связаны с формированием базальтовых толщ ХЭВЦ. Анализ показал, что в породах тех структур ОЧВП, где поздний базальтовый вулканизм проявлялся наиболее интенсивно (Арманская, Малтано-Ольская, Туромчинская), реликтовые даты, соответствующие их геологическому возрасту, полностью стёрты.

Кроме того, выявилось совпадение Ar-Ar и U-Pb дат, принимаемых за возраст пород, со временем протекания термальных событий (минимумы на гистограммах) или моментами повторного (после завершения термального события) включения изотопных часов. Подобные факты отмечены для различных комплексов разных структур. Сделан вывод, что нередко Ar-Ar и U-Pb даты фиксируют не геологический возраст пород, как это принято считать, а моменты переустановки изотопных часов.

Таким образом, можно констатировать, что принятая методика интерпретации изотопных датировок позволяет достаточно уверенно производить возрастную разбраковку и корреляцию магматических комплексов, а также говорить о том, что в областях неоднократной эндогенной активизации лишь редкие реликтовые изотопные метки хорошо увязываются с геологией. Кроме того, по расположению минимумов с многовершинных гистограмм считывается ин-

формация о времени протекания наложенных термальных событий - главного фактора сбоев и переустановки радиоактивных часов. Подтвердилась высокая геологическая информативность К-Аг метода датирования пород, при условии соблюдения статистической представительности выборок и обработки их с помощью гистограмм.

Последний вывод представляет большой практический интерес, поскольку открывает возможность эффективной переинтерпретации результатов К-Аг датирования горных пород, минералов и руд, огромные объёмы которых хранятся в отечественных геологических фондах.

Публикации по теме диссертации

1. Котляр И.Н., Жуланова И.Л., Русакова Т.Б., ГагиеваА.М. Схема расчленения мезозойских магматических комплексов Колымо-Охотского региона и некоторые особенности их эволюции // Второе всесоюзное петрографическое совещание. Петрография на рубеже XXI века. Итоги и перспективы. Сыктывкар, 2000. Т.1. С. 273-276.

2. Котляр И.Н., Жуланова И. Л., Русакова T.S., ГагиеваА.М. Изотопные системы магматических и метаморфических комплексов Северо-Востока России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2001. 319 с.

3. КотлярИ.Н., Русакова Т.Б. Этапы формирования палеофлоры и геохронометрия Охотско-Чукотского вулканогенного пояса // Проблемы геологии и металлогении Северо-Востока Азии на рубеже тысячелетий: В 3 т. Т. 1. Матер. XI сессии Северо-Восточного отделения ВМО. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2001. С. 46-50.

4. Русакова Т.Б. Последовательность становления мезозойских гранитоидов Яно-Колымской складчатой системы по геохронологическим данным // Там же. С. 197-200.

5. Русакова Т.Б., КотлярИ.Н. Геохронология гранитоидных комплексов Главного Колымского батолитового пояса (Северо-Восток России) // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22, К» 1.С. 3-17.

6. Котляр И.Н., Русакова Т.Б. Региональная стратиграфическая схема континентальных меловых отложений Охотеко-Чуксггской облает и объяснительная записка к ней // Материалы III Межведомственного регионального стратиграфического совещания по Северо-Востоку России. Санкт-Петербург. 2003.

7. Котляр И.Н., Русакова Т.Б. Меловые магматические серии и рудоносность Охог-с ко-Чуксггской области // Тезисы докладов Всероссийского совещания, посвященного 100-летию со дня рождения академика Ю.А. Кузнецова. Новосибирск, 2003. С. 177-179.

8. Котляр И.Н., Русакова Т.Б. Геохронология мелового магматизма Охотско-Чу-котской области. Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики // Материалы Всероссийского совещания. Магадан, 2003. Т. 1 С. 137-140.

9. Котляр И.Н., Русакова Т.Б. Меловые континентальные вулканогенные пояса и рифты Охотско-Чукотской магматической провинции//Сб.: Вулканизм и геодинамика. II Всероссийский симпозиум по вулканологии и палеовулканологии. Екатеринбург. 2003. С. 94-99.

10. КотлярИ.Н., Русакова Т.Б., ГагиеваА.М. Геохронология магматических комплексов и руд Буюндино-Сугойской рудоконцентрирующей площади (Северо-Восток России) // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики: В 3-х т. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. Т. 3. С. 140-144.

11. Котляр И.Н., Русакова Т.Б. Меловой магматизм и рудоносность Охотско-Чу-котской области: геолого-геохронологическая корреляция. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2004. 152 с.

12. Котляр И.Н., Русакова Т.Б. Опыт применения изотопно-геохронологических методов при стратиграфическом расчленении наземных вулканогенных толщ // Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России. Материалы XIV Геологического съезда Республики Комн. 2004. Т. IV. С. 261-262.

13. Котляр И.Н., Русакова Т.Б, Гагиева А.М. Буюндино-Сугойская рудокон-центрирующая площадь: уникальный металлогенический ареал Северо-Востока России (возраст магматических комплексов и руд)//Тихоокеан. геология. 2004. Т. 23. № 1. С. 319.

14. КотлярИ.Н., Русакова Т.Б. Геолого-геохронологическая модель меловых континентальных вулканических тощ Охотско-Чукотской магматической провинции (Северо-Восток России) // Тихоокеан. геология. 2005. Т. 24 .№ 1. С. 25-44.

15. Жуланова И.Л. Русакова Т.Б. Гранитоидные комплексы в складчатых зонах мезозоид к югу от Омолонского срединного массива: возраст и тектоника // Наука Северо-Востока России - начало века: материалы Всероссийской научной конференции. Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 2005. С. 82-86.

16. Жуланова И.Л., Русакова Т.Б., Котляр И.Н. Геохронология и геохронометрия эндогенных событий в мезозойской истории Северо-Востока Азии. М.: Наука. 2007.358с.

17. Русакова Т.Б. Меловой вулканизм Северо-Восточного Приохотья: новые данные // Вулканизм и геодинамика. Материалы III всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Улан-Удэ. 2006. С. 305-309.

18. Котляр И.Н., Жуланова И.Л., Русакова Т.Б. Геолого-геохронологическая корреляция эндогенных событий в истории Колымы и Чукотки как инструмент разрешения дискуссионных вопросов тектоники// Тектоника и металлогения Северной Циркум-Паци-фики и Восточной Азии: маг-лы Всеросс. конф. с международным участием, посвящ. памяти Л.М. Парфенова, Хабаровск, 11-16 июня 2007 г. С. 191-195.

19. Русакова Т.Б. Изотопный возраст Охотско-Чукотского вулканогенного пояса: дискуссионные вопросы // Изотопные системы и время геологических процессов. Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии. СПб. 2009. С. 130-134.

20. Жуланова И.Л., Котляр И.Н, Русакова Т.Б., Гагиева А.М. Полимодальные гисто-граммы изотопных датировок как термально-возрастные спектрограммы // Изотопные си-стемы и время геологических процессов. Материалы IV Российской конференции по изогоп-ной геохронологии. СПб. 2009. С. 189-192.

21 .KotlyarJ.N. & Rusakova Т.В. Stratigraphy of non-marine sediments of Cretaceuos in the Ochotsk-Chukchi volcanic province //Cretaceous Continental Margin of East Asia: stratigraphy, sedimentation and tectonics: Fourth Synposium of IGCP434. Khabarovsk: Russian Academy of Science, 2002. P. 62-63.

Автореферат

РУСАКОВА Татьяна Борисовна

МЕЛОВОЙ МАГМАТИЗМ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО ПРИОХОТЬЯ: ГЕОЛОГО-ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯКОРРЕЛЯЦИЯ

Подписано к печати 28.09.2009 г. Формат 60 х 84/16. Бумага «Люкс» Гарнитура «Тайме». Усл. п. л. 2,73. Уч.-гад. л. 2,60. Тираж 100. Заказ 23.

Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН 658000, г. Магадан, ул. Портовая, 16

Отпечатано с оригинала-макета в МПО СВНЦ ДВО РАН. 685000, г. Магадан, ул. Портовая, 16

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Русакова, Татьяна Борисовна

ВВЕДЕНИЕ.

Глава 1. Краткий очерк геологической и геохронометрической изученности. Методика геологической интерпретации геохронометрических данных.

Глава 2. Раннемеловые вулканические и плутонические комплексы островодужного типа (Удско-Мургальская дуга).

2.1. Кони-Пьягинская зона.

2. 2. Тайгоносская зона.

Глава 3. Раннемеловые вулканические и плутонические комплексы окраинно-континентального типа.

Глава 4. Раннемеловые вулкано-плутонические комплексы внутриконтинентального рифтогенного типа.

Глава 5. Ранне-позднемеловые вулкано-плутонйческие комплексы окраинно-континентального типа (Охотско-Чукотский вулканогенный пояс).

5.1. Охотский сектор.

5.2. Пенжинский сектор.

5.3. Этапы эволюции ОЧВП.

Глава 6. Позднемеловые вулканические комплексы внутриконтинентального рифтогенного типа (Хакаринско-Энмываамская вулканическая цепь).

Глава 7. Этапность мелового магматизма и корреляция эндогенных событий по геологическим и геохронометрическим данным.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Меловой магматизм Северо-Восточного Приохотья: геолого-геохронологическая корреляция"

В диссертации обобщены материалы по геологии и изотопной геохронологии (геохронометрии) мелового магматизма Северо-Восточного Приохотья — территории, прилежащей к Охотскому морю на отрезке от низовьев р. Армань до бассейна р. Тылхой, включая полуострова Кони, Пьягина, Тайгонос. Протяженность ее около 1000 км, ширина - от 100 до 250 км. Северо-Восточное Приохотье располагается на сочленении мезозоид и кайнозоид -двух тектонических элементов первого порядка (складчатых областей), составляющих современную структуру Северо-Востока Азии, и отличается широким распространением магг матических образований мелового возраста, как вулканических, так и интрузивных.

Последовательность их фррмирования, структурно-формационная и тектоническая (геодинамическая) принадлежность обсуждается на протяжении более чем 70 лет, начавшись в 30-х годах прошлого столетия исследованиями С.В. Обручева.

Непреходящий интерес к проблематике меловых магматитов обусловлен, не в последнюю очередь, полезными ископаемыми - золотом, серебром, оловом, которые, согласно наиболее широко распространённой точке зрения, связаны с позднемеловым этапом магматизма, породившим Охотско-Чукотский вулканогенный пояс (ОЧВП). Другие исследователи отмечают разновозрастность оруденения, его генетическую или парагенетическую связь с отдельными этапами (различными геодинамическими обстановками) мелового магматизма: островодужной, континентальных рифтов, окраинно-континентальных вулканических поясов. Область их проявления было предложено рассматривать как целостную Охотско-Чукотскую область (ОЧО) [Котляр, Русакова, 2004], или меловую магматическую провинцию (ОЧММП) [Котляр, Русакова, 2005]. В пределах Северо-Восточного Приохотья суб-аэральные вулканиты ОЧММП вскрыты по вертикали и латерали наиболее полно.

Время формирования вулканических накоплений, составляющих ОЧММП, традиционно устанавливалось стратиграфо-палеонтологическими методами, но в последние годы выяснилось, что представления о возрасте флористических комплексов, заключенных в вулканитах, у разных авторов существенно различаются. На сегодняшний день отсутствуют объективные критерии разрешающей способности палеофлористического метода и, соответственно, возможности сопоставлять на его основе общую и региональную стратиграфические шкалы, привязывать к ним местные стратоны. В этой ситуации особую актуальность приобретают комплексные исследования, охватывающие геологическую, палеонтологическую и геохронометрическую характеристики разнотипных магматических образований. Не менее актуален другой аспект проблемы — интерпретация «несходящихся» значений возраста одних и тех же объектов, полученных различными изотопными методами: К-Аг и Rb-Sr изохронным, с одной стороны, Аг-Аг (40Аг/39Аг) и U-Pb SHRIMP-датированием акцессорных цирконов — с другой. 1 4

Цели и задачи исследования. Главная цель исследования — сопоставить на примере Северо-Восточного Приохотья геологический и геохронометрический возраст вулканичеч ских и плутонических комплексов, слагающих различные тектонические сооружения ОЧММП, установить последовательность и длительность, их формирования, возраст сопутствующего оруденения.

Для ее достижения выполнены следующие задачи: анализ, геологической и геохронометрической информации по вулканическим и интрузивным образованиям, слагающим отдельные структуры и (или) массивы; сопоставление результатов К-Аг, Rb-Sr изохронного, Аг-Аг, U-Pb'датирования меловых магматитов; оценка времени формирования вулкано-плутонических комплексов и сопутствующей рудной минерализации по комплексу данных; корреляция эндогенных событий в меловое время по геолого-геохронометрическим данным; определение времени проявления термальных событий; нарушавших целостность радиогенных изотопных систем* (радиоактивных часов).

На основе сделанного выработаны следующие защищаемые положения.

1. Меловые магматические комплексы Северо-Восточного Приохотья входят в состав разновозрастных и разнотипных вулкано-плутонических сооружений, дискретно сменявших друг друга в течение всего мелового периода. Сюда относятся: а) Кони-Тайгоносский отрезок Удско-Мургальской островной дуги (УМОД), представленный- морскими и лагунно-континентальными вулканитами берриаса - раннего альба (возраст 145-112 млн лет) и интрузиями валанжина - альба (138—100 млн лет); синхронно в мезозоидах формировались континентальные вулканиты (147—136 млн лет) и интрузии (122-120 млн лет); б) внутрикон-тинентальные рифтогенные структуры (Омсукчанский прогиб и его гомологи): контрастные вулканиты (баррем - ранний апт, 128-123 млн лет) и интрузии (поздний апт - ранний альб, 113-110 млн лет); в) Охотско-Чукотский окраинно-континентальный вулканогенный пояс: известково-щелочные вулканиты и интрузии (конец* раннего альба — сеноман, 110-93 млн лет); г) внутриконтинентальная рифтогенная Хакаринско-Энмываамская вулканическая цепь (ХЭВЦ): контрастные, преимущественно основные, вулканиты (поздний сантон - средний кампан, 84-78 млн лет).

2. С каждым этапом и типом мелового магматизма (за исключением позднего базальтового) парагенетически связано определенное оруденение: с образованиями УМОД — Cu-Мо- и Мо-порфировое (поздний альб, 104-100 млн лет), с континентальными вулканитами, синхронными островодужным образованиям УМОД (момолтыкичская свита) - Au-Ag (валанжин-готерив, около 136 млн лет); с рифтогенными магматитами - полихронное

Ag оруденение Au-Ag формации (апт - начало альба, 123-109 млн лет); с вулкано-плутоническими образованиями ОЧВП - Au-Ag, Ag-Pb-Zn, Sn (альб - сеноман, 102-93 млн лет).

3. Становление отдельных вулканических сооружений-было дискретным (4-17 млн лет); между эпизодами вулканизма фиксируются паузы продолжительностью до «10 млн лет. Возрастные интервалы формирования интрузий различной тектонической (геодинамической) принадлежности, напротив, перекрываются, указывая.на то, что плутоническая деятельность в пределах ОЧММП практически не прекращалась.

93-87 млн лет назад) и третье (84-80-млн лет назад) обусловлены прогревом, который сопутствовал формированию мощных базальтовых толщ ХЭВЦ. Второе и третье термальные события отразились в изотопных системах большинства! магматических комплексов4 территории, включая ОЧВП.

В1 основу диссертации положены результаты изучения различных объектов'Магаданской области, полученные автором в 1965-1996 гг. при геологосъемочных и поисковых работах в бассейнах pp. Бургагылкан, Хурэн, Малтан, Ола, на п-ове Тайгонос. В 1997-2007 гг. - при выполнении тем НИР СВКНИИ, сопровождавшихся целенаправленными! полевыми исследованиями, охватившими вулканические структуры ОЧВП: Арманскую, Малтано-Ольскую, Наяханскую. В 1998—1999 г. автором была разработана схема расчленения меловых стратифицированных и интрузивных образований для Легенды Гижигинской серии!лис-тов Госгеолкарты-200/2, площадь которой охватывает северо-восточный фланг рассматриваемой в диссертации территории (отв. исполнитель И.Л. Жуланова; Легенда утверждена на НРС МП РФ в 1999 г.). Большой фактический материал получен в ходе выполнения в 20002002 гг. Госконтракта "Геолого-геохронологическое изучение этапности формирования вулканических и плутонических комплексов Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Временные соотношения магматических формаций с золото-серебряным и медно-молибденовым оруденением" (отв. исполнитель И.Н. Котляр); в 2005, 2007 гг. - хоздоговоров "Подготовка рекомендаций по планированию прогнозно-поисковых работ на золото-серебряное и другие типы оруденения в пределах зоны регионального геофизического профиля 2-ДВ" и "Геохимические поиски золото-серебряного оруденения в пределах Гайчанской вулканоструктуры (Магаданская область)", охватывающих площадь Карамкенского рудного узла.

Геохронологическая часть диссертации базируется.на методологической основе, разработанной в лаборатории изотопной геохронологии и геохимии СВКНИИ, которую в 1994

2003 гг. возглавлял И.Н. Котляр, а позже И.Л. Жуланова (2003-2005 гг.). В 1994-1995 гг. в лаборатории изотопной геохронологии и геохимии была создана электронная база данных (БД) "ГЕОХРОН", куда вошли материалы К-Ar и Rb-Sr изохронного датирования, накопленные за почти 40 лет (с 1958 г.) существования в г. Магадане геохронометрической службы. С тех пор база оперативно пополняется, а содержащийся в ней аналитический материал, дополненный целенаправленными научными (в том числе полевыми) исследованиями послужил основой для углубленной разработки вопросов геологической интерпретации геохронометрических данных [Котляр и др., 2001; Котляр, Русакова, 2004; Жуланова и др., 2007].

В диссертации использовано около 1200 К-Аг датировок пород (в том числе 218 определений по мономинеральным фракциям) и 49 Rb-Sr изохрон, из них 100 К-Ar датировок — по коллекциям автора 2000-2007 гт. Кроме того, рассматриваются литературные данные по Аг-Аг и U-Pb SHRIMP-датированию меловых магматитов. Геологическое описание магматических образований базируется на собственных наблюдениях автора 1965-2007 гг., фондовых и опубликованных материалах геологических съемок разного масштаба (преимущественно Государственные Геологические карты СССР м-ба 1:200000), литературных данных.

Подробные сведения об условиях изотопных измерений, обстоятельное обсуждение вопросов методологии и методики геологической интерпретации геохронометрических данных содержатся в последней нашей монографии [Жуланова и др., 2007].

Для большинства проб, по которым определялись Rb-Sr и К-Ar даты, выполнены силикатные анализы и определены концентрации Rb, Sr, Y, Zr, Nb (аналитики В.Я. Борходоев, Т.Д. Борходоева, В.И. Мануйлова, СВКНИИ).

Привязка к Общей геохронологической (стратиграфической) шкале в наших работах, опубликованных до 2005 г. включительно, производилась с использованием Шкалы-1989 У.Б. Харленда с соавторами [Harland et al., 1990], в данной работе - Шкалы-2004 Ф.М. Гредстейна и др. [Gradstein et al., 2004].

Общепринятая схема тектонического районирования Северо-Востока отсутствует. Это объясняется как недостатком сведений по ряду узловых районов, так и противоречивостью сегодняшней практики, где традиционная (на геосинклинальной основе) классификация структур и этапов их развития сосуществует с актуалистической (неомобилистской). В диссертации автор оперирует широко известными тектоническими единицами, границы которых понимаются более или менее однозначно и, которые, в сущности, нейтральны по отношению к глобальным тектоническим концепциям (подробный обзор истории представлений о тектонике Северо-Востока Азии можно найти в монографии А.Д. Чехова [2000]). Среди структур первого (для региона) порядка - это Яно-Колымская (ЯКСС), Кони-Танюрерская КТСС), Анадырско-Корякская складчатые системы, Омолонский массив, второго - Сугойский, Гижинский, Омсукчанский прогибы и др. При изложении работ прошлых лет используется, как правило, терминология оригинала.

Работа выполнена в Северо-Восточном комплексном научно-исследовательском институте ДВО РАН. Научное руководство осуществлялось доктором геол.-минер. наук И.Н. Котляром, значительную методическую помощь в работе постоянно оказывала доктор геол.-минер. наук И.Л. Жуланова, которым автор особенно признателен. За консультации и помощь в сборе материалов по Карамкенскому рудному узлу автор благодарит кандидатов геол.-минер. наук В.В. Акинина и Ю.В. Прусса, за поддержку и советы - члена-корр. РАН Н.А. Горячева, докторов геол.-минер. наук А.Д. Чехова, А.С. Бякова, Б.Ф. Палымского, кандидатов геол. минер, наук С.Г. Бялобжеского, M.JL Гельмана, ст.н.с. А.В. Алыпевского, геолога ОАО "Магадангеология" доктора геол.-минер. наук В.М. Кузнецова. Искреннее спасибо вед. инженеру Т.И. Смирновой, внесшей основной вклад в подготовку графических материалов, и помогавшей ей Н.В. Власовой.

Заключение Диссертация по теме "Геология, поиски и разведка твердых полезных ископаемых, минерагения", Русакова, Татьяна Борисовна

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенное исследование включает обобщение и анализ обширных литературных материалов и собственных данных автора по меловому субаэральному магматизму СевероВосточного Приохотья — территории площадью около 20000 кв. км, прилежащей к Охотскому морю на отрезке между низовьями р. Армань до бассейна р. Тылхой (в том числе п-ова Кони, Пьягина, Тайгонос). В результате дана полная геохронометрическая характеристика меловых магматических комплексов этой территории. При геологической интерпретации изотопных датировок использован новый методологический подход, разработанной в лаборатории изотопной геохронологии и геохимии СВКНИИ при участии автора [Котляр и др., 2001; Котляр, Русакова, 2004; Жуланова и др., 2007]. Он позволил (1) выявить хорошую согласованность результатов изотопного датирования с геологическими и, в достаточной мере - палеофлористическими данными, (2) подтвердить геохронометрически подтвердить проявление на изученной территории нескольких самостоятельных этапов мелового магматизма, протекавших в различных геодинамических обстановках.

Эта территория, являясь составной частью Охотско-Чукотской меловой магматической провинции (ОЧММП), представляет собой мозаику разнотипных и разноранговых вулканических и вулкано-плутонических сооружений, дискретно сменявших друг друга в течение всего мелового периода. Геодинамические обстановки их формирования различались, что существенно отразилось на петрологических особенностях магматических образований. Этапность эволюции подчеркиваются также значительными временными перерывами, фиксирующимися практическим отсутствием датировок в этих интервалах (минимумами на гистограммах), и выявленными геологически региональными несогласиями.

Охарактеризованы следующие меловые структуры, являющиеся составной частью ОЧММП:

1. Кони-Тайгоносское звено Удско-Мургалъской островной дуги (УМОД) - морские, лагунно-континентальные и континентальные вулканические формации базальтового (преобладают) и андезитового состава; плутонические образования, преимущественно гранодио-ритовой основности. Становление структуры продолжалось в течение 145-100 млн (от бер-риаса до позднего альба включительно). Вулканиты формировались непрерывно в течение титона — баррема, становление интрузий происходило эпизодически, охватывая в целом промежуток с валанжина до позднего альба. С магматическими комплексами парагенетиче-ски связано позднеальбское 104-100 млн лет (возможно, также барремское), Мо-Си-порфировое оруденение.

2. Континентальные вулканоструктуры, формировавшиеся в раннем неокоме (147-136 млн лет) в мезозоидах ЯКСС в тылу УМОД (фрагменты Удского окраинно-континентального пояса). Сложены вулканитами основного-среднего состава, с ними парагенетически связано\Au-Ag оруденение с возрастом около 136 млн лет, что ставит в ряд перспективных другие подобные структуры.

3. Рифтогенные внутриконтиненталъные структуры (Омсукчанский прогиб и его гомолога), развивавшиеся на мезозойском складчатом основании в течение позднего барре-ма - альба (128-109 млн лет назад), сложенные контрастными вулканитами (при господстве риолитов) и гранитными интрузиями. С вулкано-плутоническими комплексами парагенети-чески ассоциирует полихронное Au-Ag оруденение серебряной геохимической формации (апт - начало альба).

4. Структуры Охотско-Чукотского окраинно-континенталъного вулканогенного пола (ОЧВП): ассоциации известково-щелочных магматитов, становление которых происходило в течение 16-17 млн лет: от раннего — среднего альба до конца сеномана (110-93 млн лет назад). На раннем этапе (110—101 млн лет назад) накапливались андезитовые (преимущественно) и риодацитовые толщи, внедрялись комагматичные многофазные интрузии (с преобладанием гранодиоритов). Поздний этап, продолжавшийся в течение 102+1-93+1 млн лет, знаменуется излиянием кайнотипных андезитов и риолитовых игнимбритовых и становлением интрузий гранитного состава. Вероятно, в конце раннего этапа начало формироваться Au-Ag, Ag-Pb-Zn, Mo, Sn оруденение различных генетических типов.

5. Вулканические плато Хакаринско-Энмываамской внутриконтиненталъной вулканической цепи (ХЭВЦ), сложенные базальт-трахибазальтовыми комплексами, накапливавшимися 86-78 млн лет назад (поздний сантон-ранний кампан) в течение 4-6 млн лет.

Геохронометрически определилась дискретность становления отдельных вулканических сооружений (4-17 млн лет), прерываемая соизмеримыми по продолжительности (до 10 млн лет) паузами. В то же время плутонический магматизм в течение мелового периода практически не прекращался, в результате чего интрузии разных серий оказались совмещены во времени и пространстве.

Полученная информация позволила зафиксировать три термальных события регионального масштаба. Первое (117-100 млн лет назад) отмечено в образованиях неокома (мо-молтыкичская свита, тауйско-пьягинский и приохотский интрузивные комплексы) и синхронизируется с зарождением ОЧВП. Второе (93-87) и третье (84-80 млн лет назад) события отразились в изотопных системах большинства изученных магматических комплексов и причинно связаны с формированием базальтовых толщ ХЭВЦ. Анализ показал, что в породах тех структур ОЧВП, где поздний базальтовый вулканизм проявлялся наиболее интенсивно (Арманская,. Малтано-Ольская, Туромчинская), реликтовые даты, соответствующие их геологическому возрасту, полностью стёрты.

Выявилось совпадение Аг-Аг и U-Pb дат со временем протекания термальных событий (минимумы на гистограммах) или моментами повторного (после завершения термального события) включения изотопных часов. Подобные факты отмечены для различных комплексов разных структур. Сделан вывод, что нередко Аг-Аг и U-Pb даты фиксируют не гео-логический'Возраст пород, как это считатется, а моменты переустановки изотопных часов.

Таким- образом, можно констатировать, что принятая* методика интерпретации изотопных датировок позволяет достаточно уверенно производить возрастную разбраковку и корреляцию магматических комплексов, а также говорить о том, что в областях неоднократной активизации лишь редкие реликтовые изотопные метки, хорошо.увязываются< с геологией. Кроме того, по расположению минимумов, с многовершинных гистограмм считывается информация о времени протекания наложенных термальных событий - главного фактора сбоев в работе радиоактивных часов и их переустановки. Подтвердилась высокая геологическая информативность К-Аг метода датирования-пород, при> условии соблюдения! статистической представительности, выборок и обработки их с помощыо гистограмм. Последний вывод представляет большой практический интерес, поскольку открывает возможность эффективной переинтерпретации'результатов 1 К-Аг датирования горных пород, огромные объемы которых хранятся в отечественных геологических фондах.

Результаты геолого-геохронометрических исследований позволили' разработать и представить на 3-е Межведомственное стратиграфическое совещание по Северо-Востоку России (г. Санкт-Петербург, 2002 г.) "Региональную стратиграфическую схему континентальных меловых отложений Охотско-Чукотской области" (Приложение). Она была утверждена МСК России в пакете с Рабочей стратиграфической'схемой'меловых отложений* Вер-хояно-Охотско-Чукотского региона В.Ф. Белого и схемой для того же региона Г.Г. Филипповой [Решения., 2003]. Корреляция местных стратонов опирается на разрезы наиболее хорошо изученных (стратотипических) местностей, для, которых имеются палеонтологические данные и результаты определения изотопного возраста пород. Выделенные стратоны и их вещественное наполнение соответствуют таковым в серийных легендах к листам второго издания Государственной геологической карты РФ масштаба 1:200000 (Госгеолкарта-200/2).

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Русакова, Татьяна Борисовна, Магадан

1. Акинин В.В., Котляр И.Н. «ГЕОХРОН» — компьютерная база данных изотопного датирования горных пород, минералов и руд Северо-Востока России // Магматизм и орудснение Северо-Востока России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1997. С. 313-318.

2. Акинин В.В., Ханчук А.И. Охотско-Чукотский вулканогенный пояс: ревизия возраста на основе новых 40Аг /39Аг и U-Pb-изотопных данных // Докл. АН. 2005. Т. 404. № 5. С. 1-5.

3. Андреева Н.В., Изох Э.П. Интрузивные серии Магаданского массива и критерии их выделения. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1990. 80 с.

4. Андреева Н.В., Пономарева А.П., КрукН.Н. и др. Магаданский батолит: строение, состав и условия формирования. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1999. 264 с.

5. Аноров П.Н., Юдина В.М., Зименко М.И. Государственная Геологическая карта м-ба 1:200000 (новая серия). 2001. Магаданская серия. Листы P-56-XXXI, XXXII, 0-56-1, О-56-II. Объяснительные записки (в печати).

6. Белый В.Ф. Краевые вулканические пояса и геосинклинальный процесс (на примере Охотско-Чукотского вулканического пояса //Вулканизм и тектогенез. Докл. сов. геол. XXIII сес. МГК. М.: Наука, 1968. С. 200-207.

7. Белый В.Ф. К сравнительной тектонике вулканических дуг западной части Тихого океана. // Геотектоника, 1974. №4. С. 85-101.

8. Белый В.Ф. Стратиграфия и структуры Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М.: Наука, 1977. 171 с.

9. Белый В.Ф. Формации и тектоника Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М.: Наука, 1978.213 с.

10. Белый В.Ф. Актуальные вопросы фитостратиграфии "среднего" мела Северо-Востока СССР: Препринт. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1988. 34 с.

11. Белый В.Ф. Геология Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994. 76 с.

12. Белый В.Ф. К проблеме фитостратиграфии и папеофлористики среднего мела СевероВосточной Азии // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1997. Т. 5, № 2. С. 51-59.

13. Белый В.Ф. Комплексное обоснование региональной стратиграфической схемы Охотско-Чукотского вулканогенного пояса // Геодинамика, магматизм и миперагения континентальных окраин Севера Пацифики: Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. Т. 1. С. 135-137.

14. Белый В.Ф. К проблеме доальбских вулканических дуг Северного Приохотья и Колымо-Чукотского нагорья // Вулканология и сейсмология. 2006. №2. С. 3-8.

15. Белый В.Ф. О геологическом многообразии островодужного вулканизма (на примере Северо-Востока России) // Вулканология и сейсмология. 2008а. №6. С. 24—40.

16. Белый В.Ф. Проблемы геологического и изотопного возраста Охотско-Чукотского вулканогенного пояса // Стратиграфия. Геол. корреляция. 20086. Т. 16. № 6. С.64—75.

17. Белый В.Ф., Белая Б.В. Поздняя стадия развития Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (верхнее течение р. Энмываам). Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998. 108 с.

18. Белый Б.Ф., Самылина В.А. О заключительном этапе развития Охотско-Чукотского вулканогенного пояса по наблюдениям в бассейнах рек Армани, Олы и Малтана /ГГихоокеан. геол. 1987. С. 76-85.

19. Белый В. Ф., Тилъман С.М. Тектоника и история развития Охотско-Чукотского вулканического пояса // Геотектоника. 1966. № 2. С. 83-94.

20. Белый В.Ф., Николаевский А.А., Тилъман С.М., Шало Н.А. Тектоническая карта Северо-Востока СССР, М 1:2 500 ООО // Тектоника и глубинное строение Северо-Востока СССР. Труды СВКНИИ СО АН СССР. Вып. 11. Магадан, 1964. С. 3-28.

21. Бойшенко А. Ф. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 ООО. Серия Магаданская. Лист P-57-XXIII: Объяснительная записка. М., 1977. 89 с.

22. Бондаренко Г.Е., Морозов О.Л., Лэйер П., Минюк П.С. Новые данные Ar-Ar-изотопного датирования магматических и метаморфических пород полуострова Тайгонос // ДАН. 1999. Т. 369. № 1. С. 79-82.

23. Бочарников Ю.С., Ичетовкин Н.В. О связи магматизма и оруденения на примере Нявленгин-ской вулкано-гектояической депрессии // Материалы по геол. и полезн. ископ. Северо-Востока СССР. Магадан, 1980. Вып. 25. С. 74-87.

24. Брандт И.С., Рассказов С.В., Попов В.К., Брандт С.Б. Калиевая специфика базальтов Сине-утесовской впадины: геохимические корреляции и проблемы калий-аргонового датирования (Южное Приморье) // Тихоокеан. геол. 2009. Т. 28, №4. С. 75-89.

25. Волков В.Н., Аракелянц М.М., Родное Ю.Н. Возраст магматизма и рудогенеза в Балыгычано-Сугойском наложенном прогибе Северо-Востока СССР по данным калий-аргонового метода // Масс-спектрометрия и изотопная геология. М.: Наука, 1983. С. 137—149.

26. Геология СССР. Том XXX. Северо-Восток СССР. Геологическое описание. Книга 1. Изд-во «Недра». 1970. 548 с.

27. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2 кн. / под ред. А.И. Ханчука. Владивосток: Дальнаука, 2006. Кн. 1, 2. 981 с.

28. Герман А.Б. Меловая флора Анадырско-Корякского субрегиона (Северо-Восток России): систематический состав, возраст, стратиграфическое и флорогенетическое значение. М.: ГЕОС, 1999. 122 с. (Тр. ГИН РАН. Вып. 529).

29. Гундобин В.М. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. Серия Еро-польская. Лист P-58-VII: Объяснительная записка. М., 1986. 124 с.

30. Гундобин В.М Бочков С.В., Голяков В.И., Некрасова Ю.С. Государственная геологическая карта РФ масштаба 1:200 000. Издание второе. Серия Гижигинская лист Q-58-XXXII (р. Авлондя). Объяснительная записка (в печати).

31. Жуланова И.Л. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. Серия Магаданская. Лист P-57-XXIV: Объяснительная записка. М., 1980. 80 с.

32. Жуланова И.Л., Котляр И.Н. Новый подход к геологической интерпретации больших массивов изотопных дат // Изотопная геохронология в решении проблем геодинамики и рудогенеза. Материалы Всерос. конференции. СПб: ЦИК, 2003. С. 168-172.

33. Жуланова И.Л., Русакова Т.Б. Стратиграфия и магматизм Северо-Восточного Приохотья. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН (в печати).

34. Жуланова ИЛ., Русакова Т.Б., Котляр И.Н. Геохронология и геохронометрия эндогенных событий в мезозойской истории Северо-Востока Азии. Сев.-Вост. комплекс. НИИ ДВО РАН, М.: Наука, 2007. 358 с.

35. Заборовская Н.Б. Внутренняя зона Охотско-Чукотского пояса на Тайгоносе. М., Наука, 1978.199 с.

36. Загрузина КА. Геохронология мезозойских гранитоидов Северо-Востока СССР. М.: Наука, 1977. 279 с.

37. Загрузина И.А., Матвеенко В.Т. Возраст рудных месторождений Северо-Востока СССР по радиологическим данным // Геохронология СССР. Т. 2. Фанерозой. JL: Недра, 1974. С. 269-273.

38. Загрузина И.А., Горбов В.В., Шнай Г.К. Геохронология магматических, метаморфических и рудных образований Северо-Востока // Проблемы науки на Северо-Востоке СССР. Магадан, 1967. С. 69-79. (Тр. СВКНИИ; Вып. 30).

39. Калинин А.И. Магматические образования и связь с ними золото-серебряного оруденения на месторождении Охотско-Чукотского вулканогенного пояса // Магматизм рудных районов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. С. 46-62.

40. Карпичев В.Ф. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Магаданская. Лист 0-56-IX. Объяснительная записка. М. Недра. 1967. 52 с.

41. Колесников Д.И., Шергина Ю.П., Розинов М.К и др. Возраст серебряного и оловянного оруденения Кэнской площади (Северо-Восток России) // Тихоокеан. геол. 1998. Т. 17. № 4. С. 80-86.

42. Константинов М.М., Наталенко В.Е., Калинин А.И., Стружков С.Ф. Золото-серебряное месторождение Дукат. М.: Недра, 1998. 203 с.

43. Корольков В Г. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. Серия Магаданская. Листы P-57-XVII, P-57-XVIII: Объяснительная записка. М., 1988. 100 с.

44. Корольков В.Г. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. Серия Еро-польская. Лист P-58-I: Объяснительная записка. М., 1989а. 78 с.

45. Корольков ВГ. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. .Серия Омо-лонская. Листы P-57-VI, P-57-XI, P-57-XII: Объяснительная записка. М., 1989с. 149 с.

46. Котляр И.Н. Золото-серебряная рудоносность вулканоструюур Охотско-Чукотского пояса. М.: Наука, 1986.263 с.

47. Котляр И.Н., Русакова Т.Е. Геохронология мелового магматизма Охотско-Чукотской области // Геодинамика, магматизм и минерагения континентальных окраин Севера Пацифики: В 3-х т. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2003. Т.1. С.137-140.

48. Котляр И.Н., Русакова Т.Е. Меловой магматизм и рудоносность Охотско-Чукотской области: геолого-геохронологическая корреляция. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2004. 152 с.

49. Котляр КН., Русакова Т.Е. Геолого-геохронологическая модель меловых континентальных вулканических толщ Охотско-Чукотской магматической провинции (Северо-Восток России) // Тихоокеан. геол. 2005. Т. 24, № 1. С. 25-44.

50. Котляр КН., Белый В.Ф., Милое А.П. Петрохимия магматических формаций Охотско-4 Чукотского вулканогенного пояса. М.: Наука, 1981.223 с.

51. Котляр КН., Русакова Т.Е., Гагиева A.M. Буюндино-Сугойская рудоконцентрирующая площадь: уникальный металлогенический ареал Северо-Востока России // Тихоокеан. геол. 2004. Т. 23. № 1.С. 3-19.

52. Котляр КН., Жуланова И.Л., Русакова Т.Е., Гагиева A.M. Изотопные системы магматических и метаморфических комплексов Северо-Востока России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 2001.319с.

53. Лебедев Е.Л. Стратиграфия и возраст Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М.: Наука, 1987. 175 с.

54. Лебедев Е.Л. Меловые флоры Северо-Востока Азии // Изв. РАН. Сер. геол. 1992. № 4. С. 85-96.

55. Лейер П. У., Иванов В.В., Раткин В.В., Бундцен Т.К. Эпитермальные золото-серебряные мело 39сторождения Северо-Востока России: первые Аг- Ar-определения возраста руд // ДАН СССР. 1997. Т. 356, № 5. С. 665-668;39

56. Лейер П.У., Парфенов Л.М., Сурнгт А.А., Тимофеев В.Ф. Первые Аг- Ar-определения возраста магматических и метаморфических пород Верхояно-Колымских мезозоид // ДАН СССР. 1993. Т. 329, №5. С. 621-624.

57. Ливач А.Э., Чуравцов А.П., Третьякова НИ. Государственная-Геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200 000. Серия Сугойская. Лист P-56-XV1II. 2001. Объяснительная записка (в печати).

58. Лучиукая М.В., Дж. Хоуриган, Бондаренко Г.Е., Морозов Л.О. Новые данные SHRIMP U-Pb-исследований-цирконов из гранитоидов Прибрежно-Тайгоносского и Восточно-Тайгоносского поясов, южная часть полуострова Тайгонос // ДАН. 2003. Т. 389. № 6. С. 786-789.

59. Матвеенко В.Т. Петрология и общие черты металлогении Омсукчанского рудного узла (Северо-Восток СССР) // Тр. ВНИИ-1. Разд. 2. Геол. 1957. Вып. 31. С. 1-73.

60. Матвеенко В. Т. Тектоника, магматизм и оруденение Омсукчанского района Магаданской области // Там же. 1960. Вып. 62. С. 26-37.

61. Милое А.П., Давыдов И.А., Котляр И.Н. и др. Рубидий-стронциевые системы меловых вулканитов Охотско-Чукотского вулканогенного пояса // Региональная геохронология Сибири и Дальнего Востока. Новосибирск: Наука, 1987. С. 69-82.

62. Минюк П.С., Стоун Д., Лейер П.У., Щепетов С.В. Новые'данные о возрасте мыгдыкитской свиты // Северо-Восток России: проблемы,экономики и народонаселения: Магадан: Адм. Магаданской обл., 1998. С. 41—42.

63. Некрасов Г.Е. Тектоника и магматизм Тайгоноса и Северо-Западной Камчатки. М.: Наука, 1976. 159 с.

64. Некрасов Г.Е. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. .Серия Магаданская. Листы P-57-XXIX, XXX, XXVIII, XXXV: Объяснительная записка. М., 1980. 119 с.

65. Некрасов Г.Е. Тектоническая природа Корякско-Камчатского региона и вопросы геодинамики складчатого обрамления севера Тихого океана. //Геотектоника. №6. 2003. С. 53—79.

66. Обручев С.В. Материалы для тектоники Северо-Восточной Азии // Пробл. сов. геол. № 6, 1934. С.182-200.

67. Обручев С.В. Тектоника Северо-Восточной Азии // Труды 17-ой сессии Международного геологического конгресса, 1937. Т. 5. М.: ГОНТИ, 1940. С. 211-218.

68. Обручев С.В. Возможность применения аргонового метода для определения абсолютного возраста горных пород // Тр. Межвед. совещ. по разработке унифицир. стратигр. схем Сибири, 1956 г. М., 1958. С. 139-143.

69. Парфенов ЛМ. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 192 с.

70. Парфенов Л.М. Террейны и история формирования мезозойских орогенных поясов Восточной Якутии И Тихоокеан. геол. том 14, №6, 1995. С. 32-43.

71. Парфёнов Л.М. Натальин Б.А. Тектоническая эволюция Северо-Востока Азии в мезозое и кайнозое // ДАН СССР. 1977. Том 235, № 5. С. 132-135.

72. Парфенов Л.М., Натапов Л.М., Соколов С.Д., Цуканов Н.В. Террейны и аккреционная тектоника востока Азии // Геотектоника. 1993. № 1. С. 68-78.

73. Песков Е.Г. Стратиграфия меловых образований Тауйской вулканической зоны // Мезозой Северо-Востока СССР: Тез. докл. совещ. Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1975. С. 128-129.

74. Песков Е.Г. Сводообразование и рифтогенез на Северо-Востоке Азии II Геотектоника. 1984. №2. С. 76-85.

75. Пискунов JT.JI. Геолого-петрологическая специфика вулканизма островных дуг. М.: Наука, 1987, 237 с.

76. Политов В.К. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 ООО. Серия Магаданская. Лист P-57-XVI: Объяснительная записка. Магадан, 1981. 99 с.

77. Плюснин Г.С., Захаров М.Н., Кравцова Р.Г. и др. Rb-Sr-возраст рудоносных лейкогранитов Балыгычано-Сугойского прогиба (Северо-Восток СССР) // ДАН СССР. 1989. Т. 309, № 5. С.1196-1199.

78. Полин В.Ф., Молл-Столкап Э.Дж. Петролого-геохимические критерии тектонических условий формирования Чукотского звена Охотско-Чукотского вулканического пояса // Тихоокеан. геол. Т. 18. №4. 1999. С. 29-47.

79. Раевская КС., Калинин А.К, Наталенко В.Е. О стадийности и этапности минералообразова-ния на золото-серебряном месторождении. (Материалы по геологии; и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Магадан. 1977. Вып. 23. Кн. 1. С. 149-155.

80. Рассказов С. В., Брандт С.Б., Брандт И.С. и др., Радиоизотопная геология в задачах и примерах. Новосибирск: Изд-во СО РАН, фил. «Гео», 2005. 288 с.

81. Решения 2-го Межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою Северо-Востока СССР. Магадан, 1978. 128 с.

82. Решения 3-го МРСС совещания по фанерозою С-В России. Прилож 14: Региональная стратиграфическая схема меловых отложений Верхояно-Охотско-Чукотского региона // Бюллетень МСК России. СПб: Изд-во ВСЕГЕИ. 2003. Вып. 34. С. 6-9.

83. Родное Ю.Д., Зайцев В.И. Соотношение оловянного и серебряного оруденения в Балыгычано-Сугойском районе Северо-Востока СССР // Магматизм рудных, районов Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1985. С. 155-167.

84. Розинов М.И., Колесников Д.И., Шергина Ю.П. Возраст оруденения на серебряном месторождении Дукат по данным Rb-Sr-метода // Геология рудных месторождений, 2004, том 46, № 6. С. 524-539. v

85. Руб М.Г. Особенности вещественного состава и генезиса рудоносных вулкано-плутонических комплексов (на примере Балыгычано-Сугойского и Мяо-Чанского районов). М.: Наука, 1970. 362 с.

86. Русакова Т.Б. Меловой вулканизм Северо-Восточного Приохотья: новые данные // Вулканизм и геодинамика. Материалы III Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. 58 сентября 2006 г. Улан-Удэ. Т.З. С. 305-308.

87. Русакова Т.Е., Котляр И.П. Геохронология гранитоидных комплексов Главного Колымского батолитового пояса (Северо-Восток России) // Тихоокеан. геол. 2003. Т. 22, № 1. С. 3-17.

88. Русакова Т.Б. Изотопный возраст Охотско-Чукотского вулканогенного пояса: дискуссионные вопросы // Изотопные системы и время геологических процессов. Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии. СПб. 2009. С. 130—134.

89. Рыжов О.Б., Стружков С.Ф., Аристов В.В., Григорьев Н.В., Колесников А.Г. Геологическое строение и состав руд золото-серебряного месторождения Джульетта (Северо-Восток России) // Руды и металлы. 1995. № 2. С. 66-78.

90. Савва Н.Е. Минералогические особенности золотого и серебряного оруденения в Омсукчан-ском районе (Северо-Восток СССР): Автореф. дне. .канд. геол. минерал, наук. М: МГУ. 1980. 20 с.

91. Савва Н.Е. Серебро // Очерки металлогении и геологии рудных месторождений Северо-Востока России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994. С. 55-64.

92. Салоп JI.K Геологическая интерпретация данных аргонового метода определения абсолютного возраста горных пород // Геол. и геофнз. 1963. № 1. С. 3-21.

93. Ccrnon Л.И. Геологическое развитие Земли в докембрии. JL: Недра, 1982. 343 с.

94. Самылина В.А. Корреляция континентальных меловых отложений Северо-Востока СССР // Сов. геол. 1986. № 6. С. 43-53.

95. Самылина В.А. Аркагалинская стратофлора Северо-Востока Азии. Д.: Наука, 1988. 131 с.

96. Силинский А.Д. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Магаданская. Лист Р-57-XIX. Объяснительная записка. М.: Недра. 1964. 50 с.

97. Силинский А.Д. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Магаданская. Лист Р-57- XXI. Объяснительная записка. М., 1977. 55с.

98. Силинский А.Д. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Магаданская. ЛистР-57-XV. Объяснительная записка. М., 1983. 81 с.

99. Силинский АД., Козина А.И. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Магаданская. Лист Р-57-ХХ. Объяснительная записка. М., 1977. 69 с.

100. Силинский АД., Козина А.И. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Магаданская. Лист P-57-XIII. Объяснительная записка. М., 1980. 85 с.

101. Силинский АД., Козина А.И. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Магаданская. Лист P-57-XIV. Объяснительная записка. М., 1981. 50 с.

102. Синдеев А.С., Стрельников С.И., Филичев И.Н. Шошониты Ульинского прогиба Охотско-Чукотского вулканогенного пояса// Сов. геол. 1987. № 9. С. 74-79.

103. Скибгм Ю.П. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Магаданская. Лист 0-56-IV, X Объяснительная записка. М., 1983. 88 с.

104. Снятков JI.A., Снятков В.А. Верхояно-Чукотская складчатая область // Геологическое строение СССР. ВСЕГЕИ. Т. 3. Тектоника. М.: Госгеолтехиздат, 1958. С. 203-223.

105. Соболев А.П. Мезозойские гранитоиды Северо-Востока СССР и проблемы их рудоносностн. М.: Наука, 1989. 249 с.

106. Соболев А.П., Колесниченко П.П. Мезозойские гранитоидные комплексы юга Яно-Колымской складчатой системы. М.: Наука, 1979. 180 с.

107. Соколов С.Д. Аккреционная тектоника Корякско-Чукотского сегмента Тихоокеанского пояса. М.: Наука. 1992. 182 с.

108. Сонин И.И., Григораш Г.Ф., Борисова З.К., Коршунов В.А. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. Серия Еропольская. Лист P-58-1II: Объяснительная записка. М., 1981.74 с.

109. Сорокин А.А., Пономарчук В.А, Дербеко И.М., Сорокин А.П. Новые данные по геохронологии магматических ассоциаций Хингано-Олонойской зоны (Дальний Восток). // Тихоокеан. геология. 2004, Т. 23, №2, С. 52-62.

110. Сорокин А.А., Пономарчук В.А, Дербеко И.М., Сорокин А.П. 40Аг/39Аг геохронология и геохимические особенности мезозойских магматических ассоциаций Хингано-Олонойской зоны (Дальний Восток). // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2005. Т. 13, № 3. С. 63—78.

111. Сперанская КМ. К вопросу о стратиграфическом расчленении меловых вулканических формаций юго-западной части Охотско-Чукотского пояса // Материалы по геол. и полезн. ископ. Северо-Востока СССР. Магадан: Кн. изд-во, 1963. Вып. 16. С. 67-106.

112. Стратиграфический кодекс России. Издание третье. СПб.: Издательство ВСЕГЕИ, 2006. 96 с. (Межведомственный стратиграфический комитет России, ВСЕГЕИ).

113. Стружков С.Ф., Константинов М.М., Аристов В.В. и др. Новые данные по геологии и абсолютному возрасту месторождений золота и серебра Омсукчанского отрезка Охотско-Чукотского пояса//Колыма. 1994. № 10. С. 2-16.

114. Сурчилов В.А. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. Серия Магаданская. ЛистР-57-XXII: Объяснительная записка. М., 1989. 90 с.

115. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) / Отв. ред. Л.М. Парфенов, М.И. Кузьмин М.: МАИК «Наука / Интерпериодика», 2001. 571 с.

116. Тшьман С.М., Белый В. Ф„ Николаевский А.А., Шило Н.А. Тектоника Северо-Востока СССР (Объяснительная записка к тектонической карте Северо-Востока СССР масштаба 1:2500 000) // Труды СВКНИИ СО АН СССР. Вып. 33. Магадан, 1969. 79 с.

117. Тильман С.М., Бялобжеский С.Г., Чехов А.Д. Тектоника и история развития Корякской геосинклинальной системы //Очерки тектоники Корякского нагорья. М.: Наука. 1982. С. 5—30.

118. Тихомиров П.Л., Акинин В.В., Исполатов В.О. и др. Возраст северной части Охотско-Чукотского вулканогенного пояса:новые данные Аг-Аг и U-Pb геохронологии // Стратигр. Геол. корр. 2006. Т. 14. №5. С. 81-95.

119. Умитбаев Р.Б. Охотско-Чаунская металлогеническая провинция. М.: Наука, 1986. 286 с.

120. Устиев Е.К. Мезозойский и кайнозойский магматизм Северо-Востока СССР // Материалы по геол. и полезн. ископ. Северо-Востока СССР. Магадан: Кн. изд-во, 1949. Вып. 4. С. 3—49.

121. Устиев Е.К Охотский тектоно-магматический пояс и некоторые связанные с ним проблемы // Сов. геол. 1959. № 3. С. 3-26.

122. Устиев Е.К. Проблемы вулканоплутонизма. Вулкано-плутонические формации // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1963. № 12. С. 3-30.

123. Фаррар Э. Термальное перерождение гранитоидных пород Охотско-Чукотского вулканогенного пояса в палеогене по результатам 40Аг-39Аг-датирования // Тихоокеан. геол. 1992. № 1. С. 109-116.

124. Федоришгт Ю.И. Геологические условия формирования интрузивных комплексов Кони-Тайгоносской зоны: Автореф. дис. . канд. геол.-минер. наук. Львов, 1988. 19 с.

125. Филатов С.И. Схема стратиграфии континентальных отложений Балыгычано-Сугойского прогиба // Материалы по геол. и полезн. ископ. Северо-Востока СССР. Магадан: Кн. изд-во, 1972. Вып. 20. С. 164-169. ' ;

126. Филатова Н.И. Периокеанические вулканогенные пояса. М.: Недра, 1988. 262 с.

127. Филатова Н.И. Эволюция*меловых обстановок на Северо-Востоке Азиатского континента // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1995. Т. 3. N° 3. С. 64-75.

128. Филимонова Л.Г., Чугаев А.В. О хронологии флюидально-гидротермальной и магматической деятельности в Дукатском золото-серебряном рудном поле //Геология рудных месторождений, 2006, том 48, № 6. С. 556-567.

129. Филиппова Г.Г. Региональные стратиграфические схемы меловых континентальных отложений Северо-Востока Азии // Колыма. №2. Магадан. 2002. С. 10-16.

130. Филиппова Г.Г. Этапы.развития меловой флорььна территории Верхояно-Охотско-Чукотского региона // Чтения памяти академика К.В. Симакова: тез. докл. Всерос. науч. конф. (Магадан, 27-29 ноября 2007 г.). Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 2007. С. 60-62.

131. Фнрсов Л.В. Об абсолютном возрасте некоторых изверженных пород колымского комплекса на Северо-Востоке СССР // Колыма. 1959. № 9. С. 24-26.

132. Фирсов Л.В. О мезозойском магматизме Северо-Востока СССР в свете определений абсолютного возраста// Изв. вузов. Геол. и разв. 1960а. № 10. С. 12-20.

133. Фирсов Л.В. О сорбции воздушного аргона хлоритизированным биотитом // Тр. ВНИИ-1. Геол. Т. 17. Вып 55. 19606. С. 56-63.

134. Фирсов Л.В. О позднемезозойских магматических фазах Северо-Востока СССР// ДАН СССР. 1962. Т. 142, №6. С. 1381-1383.

135. Цукерник А.Б., Заботкин Л.В., Корольков А.С. Государственная геологическая карта СССР. Масштаб 1:200 000. Серия Омолонская. Лист Q-58-XXXII: Объяснительная записка. М., 1979. 74 с.

136. Чернышев КВ., Филимонова Л.Г., Чугаев А.В. и др. Источники рудного вещества Au-Ag-месторождения Дукат (Северо-Восток России) по результатам изотопного состава Rb, Sr, Nd // Геология руд. месторождений. 2005. Т. 47. №4. С. 299-314.

137. Чехов А.Д. Тектоническая эволюция Северо-Востока Азии (окраинноморская модель). М.: Научный мир, 2000. 204 с.

138. Шевченко В.М. Интрузивные комплексы верховьев реки Колымы и Примагаданья. Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 1996. 95 с.

139. Щепетов С.В. Стратиграфия меловых континентальных накоплений Омсукчанского района (Северное Приохотье). Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1988. 60 с.

140. Щепетов С.В. Стратиграфия континентального мела Северо-Востока России. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1995. 122 с.

141. Юдин В.Д. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Магаданская. Лист 0-56- VII,VIII: Объяснительная записка. Магадан, 1979. 84 с.

142. Юдин С.С. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Магаданская. Лист 0-56-III: Объяснительная записка. М., 1987. 67 с.

143. Юдина В.Н. Государственная геологическая карта СССР масштаба 1:200 ООО. Серия Магаданская. Лист 0-56-V, VI, XI,XII. Объяснительная записка. М., 1978. 81 с.

144. Gradstein P.M., OggJ.C., Smith A.G. A Geologic Time Scale 2004 // Cambridge University Press. 2004.589 p.

145. Harland W.B., Armstrong R.L., Сох A. V. et al. A geologic time scale. 1989. Cambridge: Cambridge Univ. Press, 1990. 263 p.

146. Kelley S.P., Spicer R.A. et al. New 40Ar/39Ar dates for Cretaceous Chauna Group tephra, northeastern Russia, and their implications for the geological histoiy and floral evolution of the North Pacific re-gion//Cretaceous Research 20. 1999. P. 97-106.

147. Pearce J.A., Norry M.J. Petrogenesis implication of Ti, Zr, Y, and Nb variation in volcanic rock // Contrib. Mineral, and Petrol. 1979. - Vol. 69, № 1. - P. 33-47.

148. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element dicrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rock // J. Petrol. -1984. Vol. 25. - P. 956-983.

Информация о работе

Русакова, Татьяна Борисовна
кандидата геолого-минералогических наук
Магадан, 2009
ВАК 25.00.11

Диссертация

Меловой магматизм Северо-Восточного Приохотья: геолого-геохронологическая корреляция - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы