Текст книги "Строение и история развития литосферы"

Список литературы

1. Гусев Е.А., Лайба. А.А., Литвиненко И. В., Дымов В. А. и др. Геологические исследования в рейсе НЭС «Академик Федоров» в июле-августе 2007 года. Сб. Экспедиционные исследования ВНИИОкеангеология в 2007 году. // Санкт-Петербург, 2008а, с. 31–43.

1. Гусев Е.А., Сколотнев С.Г., Александрова Г.Н., Былинская М.Е. и др. Первые результаты изучения глубоководных илов с Северного полюса. Доклады РАН, том 421, № 6, с. 790–794, 2008.

2. Trine Dahl-Jensen, H. Ruth Jackson, Deping Chian, John W. Shimeld, Gordon Oakey. Строение коры от моря Линкольна до хребта Ломоносова, Северный Ледовитый океан // Аbstracts on the 33d IGC, Oslo, 2008.

3. Grantz A., Pease V. L., Willard D. A., Phillips R.L., Clark D. L. // GSA Bulletin. 2001. V. 113. № 10. Pp. 1272–1281.

4. Левитан М.А., Лаврушин Ю.А., Штайн Р. // М: ГЕОС. 2007. 403 C.

5. Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Иванов В.Н., Петрова В.И. // Геотектоника. 2004. № 6. C. 33–49.

6. Атлас океанов. Северный Ледовитый океан. Изд-во ВМФ СССР, 1980.

7. Атлас Арктики. Изд-во ГУГК, 1985.

8. Henriksen, N., Higgins, A.K., Kalsbeek, F. & Pulvertaft, T.C.R. 2000: Greenland from Archaean to Quaternary. Descriptive text to the Geological map of Greenland, 1:2 500 000. Geology of Greenland Survey Bulletin 185, 93 pp. + map.

O.V. Petrov[114]114
  A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI), St. Petersburg, Russia


[Закрыть], A.F. Morozov[115]115
  Federal Agency of Natural Resources, Moscow, Russia


[Закрыть], А.А. Laiba[116]116
  Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), St.-Petersburg, Lomonosov, Russia


[Закрыть], S.P. Shokalsky[117]117
  A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI), St. Petersburg, Russia


[Закрыть], E.A. Gusev[118]118
  Institute for Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia), St. Petersburg, Russia


[Закрыть], M.I. Rozinov[119]119
  A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI), St. Petersburg, Russia


[Закрыть], S.A. Sergeev[120]120
  A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI), St. Petersburg, Russia


[Закрыть], N.N. Sobolev[121]121
  A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI), St. Petersburg, Russia


[Закрыть], T.N. Koren[122]122
  A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI), St. Petersburg, Russia


[Закрыть], S.G. Skolotnev[123]123
  Geological Institute of Russian Academy of Science (GIN RAS), Moscow, Russia


[Закрыть], V.A. Dymov[124]124
  Polar Marine Geosurvey Expedition (PMGE), St.-Petersburg, Lomonosov, Russia


[Закрыть], I.V. Bilskaya[125]125
  A.P. Karpinsky Russian Geological Research Institute (VSEGEI), St. Petersburg, Russia


[Закрыть]. Archean granites at North Pole

С.Д. Соколов[126]126
  Геологический институт РАН, Москва, Россия


[Закрыть], М.И. Тучкова[127]127
  Геологический институт РАН, Москва, Россия


[Закрыть], Г.Е Бондаренко[128]128
  Роснефть, Москва, Россия


[Закрыть]
Тектоническая модель Южно-Анюйской сутуры и ее роль в формировании структур Восточной Арктики

Аннотация

Южно-Анюйская сутура протягивается от восточной части моря Лаптевых до Восточной Чукотки и на всем протяжении маркируется мезозойскими терригенными толщами с фрагментами офиолитов палеозойского и/или мезозойского возраста. В южном обрамлении сутуры известны надсубдукционные комплексы позднепалеозойского, позднетриасового и позднеюрско-раннемелового возрастов. В пределах сутуры, кроме офиолитов, присутствуют островодужные образования, деформированные турбидиты верхнего триаса, верхней юры-нижнего мела, а также терригенный меланж аккреционного типа. Аккреционный меланж и близкие по возрасту надсубдукционные комплексы рассматриваются как индикаторы существования конвергентных границ между плитами Прото-Арктического океанического бассейна и Северо-Азиатского континента.

Выделено четыре главных этапа тектонических деформаций. В ходе первых двух этапов сформировались покровно-складчатые структуры. Для первого этапа характерна северная вергентность, а для второго – южная. Последующие два этапа сопровождались сдвиговыми деформациями. Предполагается, что основная фаза взаимодействия Чукотки и Сибири в раннем мелу осуществлялась по сценарию косой коллизии с формированием продольных правых сдвигов. На завершающем этапе деформации связаны с субширотными хрупкими левыми сдвигами, которые затрагивают альб-сеноманские породы Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. С ними сопряжены сдвиго-сбросы северо-северо-восточного простирания, к которым приурочены пояса верхнемеловых даек.

1. Введение

Данный раздел подготовлен по результатам исследований, выполненных в лаборатории Тектоники океанов и приокеанических зон Геологического института РАН по проекту «Структура и эволюция континентальных окраин Евразийского сектора Арктики» программы фундаментальных исследований ОНЗ РАН № 14 «История формирования бассейна Северного Ледовитого Океана и режим современных природных процессов Арктики (в рамках Международного Полярного года)».

Среди тектонических элементов российской арктической континентальной окраины Северо-Восточной Азии особое место занимает Южно-Анюйская сутура, которая отделяет мезозойские структуры (мезозоиды), формирование которых было тесно связано с эволюцией арктической области, от тихоокеанских. В становлении мезозоид важную роль играли коллизионные процессы (Парфенов, 1984; Зоненшайн и др., 1990; Пущаровский и др., 1992; Парфенов и др., 1993; Соколов, 2003 и др.) и типичным примером коллизионной структуры является Южно-Анюйская сутура (ЮАС), выделенная под этим названием К.Б.Сеславинским (1970).

Если коллизионная природа ЮАС в настоящее время не вызывает сомнений, то время образования, длительность существования и размеры океанического бассейна являются дискуссионными. Решение этих вопросов имеет важное значение для палеотектонических реконструкций Восточной Арктики, выяснения особенностей взаимодействия Евразийской и Североамериканской плит.

К сожалению, ЮАС еще плохо изучена и имеющиеся данные не всегда представительны, что и обусловило существование различных, часто противоречивых, точек зрения на ее строение и историю развития. К числу наиболее дискуссионных проблем геологии ЮАС относятся: 1) время заложения и существования Южно-Анюйского океанического бассейна и его размеры; 2) возраст терригенных комплексов ЮАС; 3) возраст и генезис офиолитов; 4) внутренняя структура ЮАС, возраст и последовательность деформаций; 5) пространственное положение и возраст островодужных комплексов и соответствующих конвергентных границ плит; 6) динамика коллизии континентальных масс Сибири и Чукотки (Северной-Америки).

В данной публикации авторы, суммировав имеющиеся геологические материалы, и, главным образом, на основе новых данных по структуре, литологии и геохронологии предлагают вниманию читателя новую тектоническую модель формирования ЮАС. Наши исследования были сосредоточены в центральной части (Стадухинский сегмент), на западе в Полярнинском и на востоке в Пеньвельвеемском поднятиях.

2. Основные тектонические элементы

Основными тектоническими элементами Северо-Востока Азии являются мезозоиды и Корякско-Камчатская складчатая область (рис. 1). Среди мезозоид различаются Верхояно-Колымская и Новосибирско-Чукотская складчатые области (Тильман, 1973; Парфенов, 1984; Пущаровский и др., 1992). В составе Верхояно-Колымской складчатой области выделяется изогнутая полоса аллохтонных террейнов, получившая название «Колымской петли» (Зоненшайн и др., 1990).

Рис. 1. Основные тектонические элементы Северо-Восточной Азии. 1 – Сибирская платформа; 2 – блоки с древней докембрийской континентальной корой; 3 – деформированный палеозойско-мезозойский чехол Новосибирско-Чукотской складчатой области; 4 – верхоянский комплекс и его эквиваленты; 5 – деформированный палеозойско-мезозойский чехол Верхояно-Колымской складчатой области; 6 – Алазейско-Олойская складчатая система; 7 – Южно-Анюйская сутура; 8 – Корякско-Камчатская складчатая область; 9 – палеозойско-мезозойские островодужные комплексы; 10 – офиолиты; 11 – граниты; 12 – Охотско-Чукотский вулканогенный пояс; 13 – кайнозойский чехол 14 – тектонические границы: а – сдвиги, б – надвиги; 15 – Южно-Анюйской сутура и возможное продолжение.

Структуры «Колымской петли» надвинуты на образования Верхоянской складчатой системы, которая представлена мощными терригенными отложениями шельфа и континентального склона Сибирского кратона (верхоянский комплекс, карбон-нижний мел). В строении «Колымской петли» важную роль играют микроконтиненты с докембрийским фундаментом (Омолонский, Приколымский, Омулевский и др.). Они разделены линейными складчато-чешуйчатыми зонами, которые сложены сходными с верхоянским комплексом отложениями палеозоя и мезозоя.

На значительном протяжении непосредственно вдоль границы с ЮАС расположены структуры Алазейско-Олойской складчатой системы. Она состоит из серии террейнов, сложенных метаморфическими, палеозойско-мезозойскими терригенными и вулканогенно-осадочными комплексами, а также офиолитами (Парфенов и др., 1993; Nokleberg et al., 1994). Считается, что здесь широко развиты островодужные образования позднего палеозоя – мезозоя (Парфенов, 1984; Богданов, Тильман, 1992; Парфенов и др. 1993).

Анюйско-Чукотский складчатая система (Тильман, 1973) включает несколько террейнов (Nokleberg et al., 1994). Чукотский террейн сложен палеозойскими и мезозойскими существенно терригенными отложениями пассивной континентальной окраины. Для триасовых турбидитов фиксируется южное, юго-западное (координаты современные) направление сноса терригенного материала (Морозов, 2001, Тучкова, 2009). Вельмайский террейн объединяет пространственно разрозненные выходы вулканитов, терригенных и кремнистых пород с фауной верхнего триаса, а также небольшие тела ультрабазитов, габбро и плагиогранитов (Парфенов и др., 1993). Восточно-Чукотский террейн сложен метаморфическими образованиями протерозоя с палеозойским осадочным чехлом. Они имеют отчетливое сходство с комплексами п-ова Сьюард (Аляска) и рассматриваются как единый террейн (Nokleberg et al, 1994).

ЮАС принято было рассматривать как структуру, возникшую после закрытия рифтогенного позднемезозойского океанического бассейна (геосинклиналь), разделявшего Азию и Гиперборейскую плиту (Радзивилл, 1964; Сеславинский 1970; Тильман, 1973; Довгаль и др., 1975; Красный, 1973). Позднее предполагалось, что ЮАС маркирует след позднемезозойского океана, разделявшего Евразию и Арктиду (Зоненшайн и др., 1990), Евразию и Северную Америку (Натальин, 1984; Парфенов, 1984), Евразию и континентальный блок Беннет-Боровия (Natal’in et al., 1999), и представлявшего собой крупный залив Мезопацифики. При этом большинство исследователей писали о позднеюрском – раннемеловом возрасте Южно-Анюйского океанического бассейна. Высказывалось также предположение о позднепалеозойском времени его заложения (Лычагин и др., 1991; Соколов и др., 1997).

Офиолиты являются характерным элементом тектонических сутур. Помимо Алучинского и Вургувеемского (Громадненско-Вургувеемский) массивов офиолитов, расположенных вдоль южной границы ЮАС, небольшие фрагменты офиолитов известны в пределах Полярнинского поднятия. Возраст офиолитов, их природа, а также само их присутствие долгое время дискутировались. После работ (Пинус, Стерлигова, 1973; Тильман и др., 1977; Сеславинский, 1979; Натальин, 1984; Парфенов, 1984) возобладала точка зрения о существовании в пределах Южно-Анюйской сутуры позднемезозойских офиолитов. Позднее появились данные о присутствии как палеозойских, так и мезозойских офиолитов (Лычагин и др., 1991; Гедько, 1991; Драчев, Савостин, 1993; Sokolov et al., 2002; Оксман и др., 2003). Более детальные исследования позволили установить надсубдукционную природу Вургувеемского и Алучинского офиолитовых массивов (Ганелин, 2001). Было доказано сложное гетерогенное строение Алучинских офиолитов, в составе которых выделены комплексы задугового бассейна позднетриасового возраста (Ганелин и др., 2003)

3. Южно-Анюйская сутура

ЮАС прослеживается более чем на 1600 км от восточной части моря Лаптевых на юго-восток через северную часть Приморской депрессии (Русаков, Виноградов, 1969; Спектор, 1981) и далее в верховья р. Большой Анюй (рис. 1, 2).

Рис. 2. Тектоническая схема Южно-Анюйской сутуры в междуречье рек Большой и Малый Анюй (составлена с использованием геологических карт АГГГП, работ Лычагин и др., 1991; Натальин, 1984; Гедько и др, 1991). 1 – триасовые турбидиты Анюйско-Чукотской складчатой области; 2–7 – Южно-Анюйская сутура: 2 – вулканиты, известняки и кремни, нижний карбон; 3 – терригенные отложения, верхний триас – нижний мел (нерасчлененные) 4 – базальт-кремнистая ассоциация (Быстрянский комплекс); 5 – турбидиты, терригенный меланж (Южно-Гремучинский комплекс); 6 – турбидиты, верхняя юра-нижний мел; 7 – вулканогенно-осадочные образования, оксфорд-кимеридж-нижний мел (Кульполнейский комплекс); 8–10 Алазейско-Олойская складчатая система: 8 – вулканогенно-осадочные отложения верхнего палеозоя; 9 – вулканиты, туфо-терригенные отложения, верхний триас – средняя юра; 10 – вулканогенно-осадочные отложения, верхняя юра-нижний мел; 11–13 – офиолиты: 11 – перидотиты; 12 – габбро; 13 – плагиограниты; 14 – конгломераты, песчаники, алевролиты, готерив-баррем; 15 – вулканогенно-осадочные отложения, апт-альб; 16 – вулканогенно-осадочные отложения, ОЧВП; 17 – граниты; 18 – надвиги (а), сдвиги и сбросы (б).

Пространственные ограничения ЮАС до сих пор четко не определены. Одни исследователи относят к ЮАС только позднемезозойские существенно терригенные отложения и приуроченные к ним офиолиты Полярнинского поднятия и о-ва Большой Ляховский (Радзивилл, 1964; Довгаль и др., 1966; Сеславинский, 1970; Натальин, 1984; Парфенов, 1984; Драчев, Савостин, 1993; Кузьмичев, 2009). Другие – значительно расширяют границы ЮАС и относят к ней также палеозойско-нижнемезозойские вулканогенно-осадочные комплексы и палеозойские офиолиты южного обрамления (Гедько и др., 1991; Лычагин и др., 1991), которые другими исследователями (Тильман и др. 1977; Тильман, Богданов, 1992) относятся к Алазейско-Олойской складчатой системе.

На юго-востоке ЮАС перекрыта альбско-верхнемеловыми вулканогенными образованиями ОЧВП и дальнейшее ее продолжение на восток проблематично (Натальин, 1984; Богданов, Тильман, 1992; Зоненшайн и др., 1990). Обычно ее продолжением (см. рис. 1) принято считать редкие выходы ультрабазитов, габброидов и вулканогенно-кремнисто-терригенных пород в районе зал. Креста и Колючинской губы (Натальин, 1984; Парфенов, 1984).

ЮАС сложена, главным образом, сложно дислоцированными терригенными отложениями, включающими тела базальтов и кремней, которые относились к верхней юре – нижнему мелу (Радзивилл, 1964; Довгаль и др., 1966; Сеславинский, 1970; Тильман, 1973; Натальин, 1984; Парфенов, 1984). Однако в ряде мест в литологически сходных терригенных породах была найдена фауна верхнего триаса (Бычков, Соловьев, 1992). Эти находки ставят под сомнение столь широкое распространение верхнеюрско-нижнемеловых отложений и требуют ревизии возраста терригенных отложений и более детального стратиграфического расчленения.

3.1

Стадухинский сегмент занимает центральное положение и на особенностях его геологического строения основаны существующие представления о тектонике ЮАС. В его пределах выделяются структурно-вещественные комплексы, слагающие систему круто залегающих тектонических пластин (рис. 2, 3).

Рис. 3. Геологическая схема Стадухинского сегмента (по Шеховцову, Глотову, 2001 с изменениями). 1 – верхняя юра – нижний мел, вулканиты; 2 – верхняя юра – нижний мел, турбидиты с горизонтами олистостромов; 3 – верхняя юра – нижний мел, турбидиты; 4 – верхняя юра – нижний мел, терригенный меланж; 5 – верхний триас-нижний мел (нерасчлененные), терригенный комплекс; 6 – бат-киммеридж, базальт-кремнистый комплекс; 7 – карбон-пермь, вулканогенно-осадочные отложения; 8 – верхний триас-нижняя юра, вулканогенно-осадочные отложения; 9 – средняя юра, туфо-терригенные отложения; 10 – верхняя юра-нижний мел, туфогенно-осадочные отложения; 11 – верхний палеозой, плагиограниты; 12 – Вургувеемский ультабазит-габбровый массив; 13 – нижний мел, граниты; 14 – габбро-пироксениты; 15 – разломы.

Комплекс терригенных пород (Устиевский комплекс) занимает самое нижнее структурное положение и состоит из чередующихся пачек флиша и пачек глинистых сланцев с карбонатно-сульфидными конкрециями и прослоями известковистых песчаников. Обломочный материал представлен кварцем (70–90 %), полевыми шпатами и в меньшем количестве – осадочными породами и пироксенами. Замеры устойчивой системы линейных гиероглифов – следов придонных течений свидетельствуют, что транспорт обломочного материала турбидитов шел с севера на юг (координаты современные). Ранее эти отложения относились к верхней юре-нижнему мелу (Радзивилл, 1964; Сеславинский, 1970; Натальин, 1984). Однако породы, содержащие фауну верхней юры-нижнего мела, отличаются более полимиктовым составом песчаников (Тучкова, 2009). На основании редких находок раковин Мonotis, Otapiria и конодонтов толщу относят к норийскому ярусу верхнего триаса (Шеховцов, Глотов, 2001; Sokolov et al., 2002).

Турбидитовый комплекс сложен ритмичным чередованием песчаников, алевролитов и аргиллитов. Горизонты турбидитов чередуются или фациально замещаются горизонтами тонкого переслаивания алевролитов и аргиллитов с редкими прослоями песчаников. Песчаники имеют полимиктовый состав. В северной части расположены пластины, которые сложены вулканомиктовыми турбидитами с примесью туфогенного материала и горизонтов олистостромов с олистолитами и мелкими обломками эффузивов и туфов основного и средне-кислого состава. Более грубый состав турбидитов, обилие вулканогенного материала среди обломков позволяют рассматривать эти отложения как проксимальные образования фронтальной части дуги. Возраст турбидитов определяется находками фауны волжского – валанжинского ярусов (Шеховцов, Глотов, 2001). Соотношения между терригенным и турбидитовым комплексами тектонические. Нельзя исключить, что первоначальные их взаимоотношения были стратиграфическими.

Рис. 4 Геологическая карта Полярнинского поднятия 1 – вулканиты и известняки, нижний карбон; 2 – субаркозовые турбидиты, триас; 3 – вулканогенно-осадочные отложения, верхняя юра-нижний мел (Кульполнейский комплекс); 4 – базальт – кремнистая ассоциация, бат-киммеридж (Быстрянский комплекс); 5 – турбидиты (а), микститы (б), верхняя юра-нижний мел (Южно-Гремучинский комплекс); 6 – базальты и кремни неустановленного возраста; 7 – офиолиты; 8 – ультрабазит-габбровый комплекс (Уямкандинский массив); 9 – терригенные отложения, готерив-баррем; 10 – вулканогенно-осадочные отложения, верхний мел; 11 – граниты; 12 – сдвиги (а), надвиги (б); 13 – нормальное (а) и опрокинутое (б) залегание пород; 14 – оси синформ (а) и антиформ (б).

Рис. 5. Геологическая карта и профиль Пенвельвеемского поднятия. Условные обозначения к карте. 1–3 вулканогенно-осадочные отложения: 1 – берриас-валанжин; 2 – юра; 3 – верхний триас; 4 – габбро, плагиограниты; 5–9 – Южно-Анюйская сутура: 5 – турбидиты, микститы, базальты, кремни, зеленые сланцы; 6 – терригенный комплекс, верхний триас; 7 – турбидиты, верхняя юра; 8 – турбидиты, валанжин; 9 – терригенные породы, готерив-баррем; 10 – вулканогенно-осадочные образования ОЧВП. Условные обозначения к профилю: 1 – берриас-валанжин; 2 – верхняя юра; 3 – нижняя и средняя юра; 4 – вулканогенно-осадочные отложения, верхний триас; 5 – габбро и плагиограниты; 6 – турбидиты, микститы, базальты, кремни; 7 – зеленые сланцы; 8 – турбидиты; 9 – обломочные породы; 10 – терригенные породы, триас.

Вулканогенно-терригенный (Теньвельский комплекс) сложен ритмично переслаивающимися алевролитами интенсивно рассланцованными, полимиктовыми песчаниками и граувакками. Отдельные горизонты представлены турбидитами. Среди терригенных пород встречаются подушечные базальты, пикритобазальты, разнообломочные туфы и туффиты основного состава. Геохимические данные позволяют предположить, что пикритобазальты формировались в обстановке растяжения над зоной субдукции (Sokolov et al., 2002). Вероятно, данная ассоциация пород образовалась во фронтальной (дистальной) части островной дуги.

Базальт-кремнистый (Быстрянский комплекс) слагает южные пластины, которые тектонически перекрыты Вургувеемскими габброидами. Фрагменты разрезов отдельных пластин различаются по количеству и мощности базальтовых потоков, присутствию или отсутствию кремнистых пород (в том числе красных плитчатых радиоляритов), наличию линз и межподушечных включениий карбонатного материала. Пластины разделены зонами терригенного меланжа, содержащими (in situ) пепловые туфы кислого состава.

Пиллоу базальты и диабазы по петрохимическим характеристикам близки к толеитовым базальтам СОХ либо задуговых бассейнов (Sokolov et al., 2002). Из кремней выделены радиолярии Haliodictya cf. Hojnosi Riedel et Sanfilippo, Stichocapsa convexa Yao, Williriedellum sp., Zhamoidellum sp., характерные для байоса-киммериджа (определения Н.Ю. Брагина, Геологический институт РАН, Москва).

Терригенный аккреционный меланж (Южно-Гремучинский комплекс) сложен в различной степени тектонизированным терригенно-туфогенным матриксом с олистолитами и глыбами различных размеров базальтов, андезитов, кремнистых пород, габброидов и плагиогранитов, сходных с породами Вургувеемских офиолитов, а также разнообразных терригенных пород. Эффузивы представлены как базальтами СОХ, так и умеренно титанистыми высокоглиноземистыми толеитовыми базальтами, андезитами и андезидацитами островодужного типа. Глыбы в меланже группируются в линзы и прерывистые цепочки, в которых преобладают однотипные по составу породы.

В составе меланжа выделяются слои с подводно-оползневыми текстурами, следами перемыва придонными течениями, а также горизонты обломочных, грязекаменных потоков и турбидитов. В тектонических клиньях терригенных пород обнаружена фауна оксфорд-волжского и берриас-валанжинского возраста (Радзивилл, 1964; Радзивилл, Радзивилл, 1975; Шеховцов, Глотов, 2001). Литологически сходные породы присутствуют и в матриксе терригенного меланжа. На этом основании можно предполагать позднеюрско-валанжинский возраст матрикса. Терригенный меланж в различной степени тектонизирован и местами динамометаморфизован до зеленосланцевой фации. Причем отмечены признаки конседиментационной тектонизации осадков. В нем широко проявлены структуры, свойственные аккреционным терригенным меланжам (Cowan, 1985; Moore and others, 1985): C-S тектониты, структуры типа «broken formation», «block-in-matrix» и другие. Литологические и структурные признаки позволяют сопоставить эти образования с терригенными меланжами аккреционного типа.

Вулканогенный (Кульполнейский комплекс) обнажается в бассейне р. Кульполней и сложен, главным образом, вулканитами дифференцированного состава от базальтов до андезидацитов и их пирокластическими образованиями. Среди эффузивов встречаются маломощные линзовидные прослои туфов, туфосилицитов, кремнисто-глинистых пород. Важно, что вулканогенный комплекс стратиграфически наращивает турбидиты ЮАС. Вероятны также фациальные переходы между верхней частью турбидитового разреза и нижней частью вулканогенного комплекса. На этом основании можно предполагать позднеюрско-раннемеловой возраст вулканогенного комплекса. Вулканиты имеют известково-щелочную и субщелочную тенденции и образовались в островодужной обстановке.

Структурно выше распространен комплекс субконтинентальных эффузивов средне-кислого состава и туфотерригенных пород, стратиграфическое положение которых проблематично. Они либо венчают верхнеюрско-нижнемеловой островодужный разрез, либо принадлежат к вулканогенному заполнению наложенной Нутесынской депрессии мел-палеогенового возраста (Шеховцов, Глотов, 2001). Вопрос о фундаменте Кульполнейского комплекса остается открытым. Большинство исследователей (Натальин, 1984; Парфенов, 1984; Тильман, Богданов, 1992; Морозов, 2001) считают, что она образовалась на краю Чукотского микроконтинента. Однако прямых взаимоотношений с терригенными породами чехла Чукотского террейна в данном пересечении не наблюдалось. Более того, вдоль границы триасовых отложений Чукотского террейна и Кульполнейского комплекса есть тектонические клинья нижнеюрских песчаников и алевролитов, полимиктовый состав которых отличается от отложений чехла Чукотского террейна.

3.2

Полярнинское поднятие расположено в западной части чукотского отрезка ЮАС (рис. 4) в бассейне рек Ангарка, Уямканда, Ургувеем, где встречаются вулканиты и известняки карбона (базальт-кремнисто-карбонатный комплекс), вулканогенно-осадочные образования оксфорд-киммериджа, микститы с блоками перидотитов и амфиболитов (Мерзлый комплекс), базальт-кремнистая ассоциация. Складчато-надвиговые структуры с несогласием перекрыты полимиктовыми терригенными отложениями готерив-барремского возраста, которые деформированы разломами южной вергентности и представляют собой нижний неоавтохтон. Выше несогласно залегают альбские субаэральные эффузивы верхнего неоавтохтона.

В северном обрамлении поднятия развиты триасовые терригенные отложения Анюйско-Чукотской складчатой системы (относительный автохтон), которые тектонически перекрыты вулканогенно-осадочными образованиями с телами серпентинитов (Соколов и др., 2001, Бондаренко, 2004). Автохтон и аллохтон прорваны гранитоидами альба-сеномана, которые можно рассматривать в качестве «сшивающих» интрузий (120–115 млн. лет, КAr датировки по данным геологосъемочных работ Билибинского АГГГП).

Базальт-кремнисто-карбонатный комплекс занимает нижнее структурное положение и в его составе выделяется две толщи. Нижняя толща (базальт-кремнисто-карбонатная) сложена потоками подушечных и массивных преимущественно афировых базальтов с линзами красных яшмоидных кремней. Нижняя часть видимого разреза практически лишена кремней и содержит многочисленные дайки и силлы диабазов. В верхней части разреза присутствуют редкие прослои мощностью до 1–2 м. серых, черных и зеленоватых кремней. Кремни содержат мелкие перекристаллизованные неопределимые остатки радиолярий. В верхней части разреза также встречаются «закатанные» в базальтовые потоки валуны и глыбы известняков размером до 1 м. в поперечнике. Нередко они образуют прерывистые по простиранию тела со стратиграфическими контактами, которые бронируют базальт-кремнистую ассоциацию.

Выше залегает верхняя толща, сложенная массивными потоками и субвулканическими телами среднего и кислого состава. Эффузивы содержат глыбы и валуны известняков. В современной структуре нижний контакт толщи тектонический с линзовидными телами серпентинитов и зеленых сланцев (Соколов и др, 2006).

В известняках были обнаружены остатки кораллов Faberophyllum, Turbophyllum и Caniophyllum нижнего карбона (Сизых и др., 1977). Надо отметить, что взаимоотношения известняков с вулканитами не всегда ясны. В одних местах наблюдается стратиграфический контакт (Бондаренко, 2004) или известняки содержат обломки вулканитов (Лычагин и др., 1997). В других случаях нельзя исключать, что некоторые тела образуют переотложенные (олистостромовые) горизонты среди более молодых по возрасту вулканитов.

Вулканиты характеризуются значительной степенью вторичных изменений и по геохимическим данным близки в базальтам СОХ или задуговых зон спрединга. Остается неясным вопрос об обстановке формирования верхней толщи, содержащей глыбы известняков. Наличие в ее составе вулканитов среднего и кислого состава с определенной долей условности указывают на островодужный генезис. В пользу этого заключения свидетельствуют также данные П.П. Лычагина (1997), который отнес их к натриевой ферробазальт-исландит-риолитовой формации.

Вулканогенно-осадочная толща (Кульполнейский комплекс) является основным структурно-вещественным комплексом Полярнинского поднятия и занимает верхнее структурное положение (рис. 3). Контакт с нижележащими каменноугольными отложениями представлен дислоцированной и достаточно полого залегающей зоной милонитизации и катаклаза, к которой приурочены линзовидные тела серпентинизированных габброидов, ультрабазитов, а также зеленых сланцев. На водоразделе к северу от долины р. Инсексвеем породы комплекса залегают структурно выше субаркозовых турбидитов триаса, которые всеми исследователями рассматриваются как элемент Анюйско-Чукотской складчатой системы (Тильман, 1973; Парфенов, 1984; Sokolov et al., 2002 и др.). Тектоническая природа контакта выражена зонами окварцованных милонитов, интенсивно деформированными терригенными породами и зелеными сланцами.

Вулканогенно-осадочный комплекс сложен потоками подушечных и массивных, часто миндалекаменных, с вкрапленниками полевых шпатов или темноцветных минералов базальтов, андезитов и андезидацитов. Эффузивы чередуются в разрезе с граувакковыми и туфотерригенными отложениями с остатками раковин Buchia, свидетельствующими о оксфорд-киммериджском возрасте отложений (Сизых и др., 1977). Суммарная мощность вулканогенно-терригенной толщи превышает 1200 м. Эти образования имеют сходство с Кульпольнейским комплексом, формирование которого происходило в условиях энсиматической островной дуги киммеридж-титонского возраста (Sokolov et al., 2002;.Бондаренко, 2004).

Микститовый комплекс ручья Мерзлый. В юго-западной части Полярнинского поднятия в верховьях рек Уямканда (бассейн руч. Мерзлый), Ольховая и Коралловая обнажается сложно деформированный комплекс (рис. 3), представленный терригенными породами, олистостромами, подушечными афировыми базальтами с линзами красных яшмоидных кремней и пачками буро-красных глинисто-кремнистых пород, амфиболитами и перидотитами.

Олистостромовая ассоциация состоит из флишевого матрикса с примесью пирокластического материала, в различной степени насыщенного обломками и глыбами размером от долей сантиметра до многих десятков и первых сотен метров в поперечнике. Олистолиты представлены красными, зелеными и серыми кремнями, кремнисто-глинистыми, терригенными, метаморфическими породами, базальтами, андезитами, дацитами, плагиогранитами, габброидами, диабазами. Эти образования сходны с Южно-Гремучинским комплексом, развитым в Стадухинском сегменте (Шеховцов, Глотов, 2001; Sokolov et al., 2002). Геохимические данные по базальтам свидетельствуют об их океанической природе, а находки радиолярий позволяют датировать возраст комплекса как юрский, докиммериджский (Бондаренко, 2004).

Помимо олистолитов встречаются отдельные разрозненные выходы пород дезинтегрированной офиолитовой ассоциации (базальты, кремни, перидотиты, габбро, дайки), слагающие самостоятельные чешуи и пластины и занимающие верхнее структурное положение (Бондаренко, 2004).

Базальт-кремнистый комплекс включает две разновидности кремнистых пород, отличающиеся литологическими особенностями. В первой разновидности присутствуют сургучно-красные глинистые кремни, зеленоватые и серовато-зеленые кремни, которые по данным М.И. Гедько (1991 г.) охарактеризованы радиоляриями ранней и средней юры (определения выполнены В.С. Вишневской, ГИН РАН). Во второй разновидности присутствуют кирпично-красные кремни, содержащие мелкие радиолярии плохой сохранности, а также черные фтанитоподобные кремни. Возраст второй разновидности базальт-кремнистого комплекса неясен.

Офиолитовый комплекс представлен серпентинизированными ультрабазитами, габброидами, диабазовыми дайками и силлами. В свое время оба комплекса были отнесены к позднемезозойской офиолитовой ассоциации (Пинус, Стерлигова, 1973). Офиолитовые аллохтоны слагают тектонических останцы, представляющие собой опрокинутые на север синформы, что подтверждается наличием опрокинутых разрезов офиолитов в правобережье р. Уямканда, ниже устья руч. Мерзлый (Бондаренко, 2004). В подошве пластин иногда встречаются линзовидные тела метаморфических пород: зеленых сланцев, амфиболитов, гранатовых амфиболитов. Возраст роговой обманки из гранатовых амфиболитов на водоразделе рек Уямканда – Коралловая составляет 239,13.8 млн. лет (Ar-Ar метод, определения П. Лейера в Университете г. Фэрбенкс).