«ПЛЕНАРНЫЕ ДОКЛАДЫ ДРЕВНИЙ ВУЛКАНИЗМ ЗОНЫ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ПАЛЕОАЗИАТСКИЙ ОКЕАН СИБИРСКИЙ ПАЛЕОКОНТИНЕНТ: ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ И ПАЛЕОГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ В.А. Верниковский, А.Е. Верниковская, Д.В. Метелкин ...»

ПЛЕНАРНЫЕ ДОКЛАДЫ

ДРЕВНИЙ ВУЛКАНИЗМ ЗОНЫ ВЗАИМОДЕЙСТВИЯ ПАЛЕОАЗИАТСКИЙ ОКЕАН СИБИРСКИЙ ПАЛЕОКОНТИНЕНТ: ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ И

ПАЛЕОГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ

В.А. Верниковский, А.Е. Верниковская, Д.В. Метелкин

Институт нефтегазовой геологии и геофизики им. А.А.Трофимука СО РАН, Новосибирск,

e-mail: [email protected] Исследования геологического строения складчатых поясов в северо-западном, западном и юго-западном обрамлении Сибирского кратона и разработка палеогеодинамических моделей на основе геохронологических и палеомагнитных данных показали, что зона взаимодействия Палеоазиатский океан - Сибирский палеоконтинент в неопротерозойско-раннепалеозойское время представляла собой некое подобие современных восточно-тихоокеанских структур, обрамляющих Азию.В последние годы было установлено, что трансформация западной окраины Сибирского кратона из пассивной континентальной окраины в активную не была одноактной и охватывала широкий интервал времени в неопротерозое от 960 до 630 млн. лет назад [Vernikovsky, Vernikovskaya, 2001; Метелкин и др., 2007; Vernikovsky, et al., 2008]. Формирование и развитие островодужных систем, аналогичных тихоокеанским, в юго-западном обрамлении Сибири интенсивно продолжалось в начале палеозоя [Dobrezov et al., 2003].

Новые геологические, геохронологические и палеомагнитные данные по ЦентральноТаймырскому аккреционному поясу показывают, что островодужная система находилась вблизи северо-западного края Сибирского кратона (в современных координатах) уже на рубеже 960 млн. лет назад [Vernikovsky et al., 2008]. Палеомагнитный полюс, рассчитанный нами для островодужных вулканитов и плагиогранитов оз. Трех Сестер (Северо-Восточный Таймыр) с U-Pb возрастом по цирконам 960 млн. лет, близок к палеополюсу того же возраста для Сибирского кратона, полученного по Учуро-Майскому региону [Павлов и др., 2002]. Угловое расхождение в положении полюсов составляет около 30, а широтное не более 9.

Соответственно, дуга была отделена от континента задуговым бассейном шириной около км и до аккреции была развернута относительно современного простирания структур на против часовой стрелки.

Ранее нами были получены свидетельства развития островных дуг вдоль таймырской окраины Сибири в интервале 750-660 млн. лет назад [Vernikovsky, Vernikovskaya, 2001].

Примерно в это же время, 700 - 630 млн. лет назад, происходило формирование островных дуг и офиолитов, а также их аккреция и обдукция на континент вдоль западного и юго-западного обрамления Сибирского кратона (Енисейский кряж и Восточный Саян) [Vernikovsky et al., 2003]. По геохимическим особенностям вулканитов в рассматриваемой зоне взаимодействия океан-континент реконструируются как энсиалические, так и энсиматические дуги. Палеомагнитные данные, полученные для Предивинского фрагмента (юго-запад Енисейского кряжа) этой системы также позволяют реконструировать тихоокеанский тип Сибирской окраины [Метелкин и др., 2004]. Показано, что на рубеже 640 млн. лет назад он находился в непосредственной близости от окраины кратона, а во время обдукции островной дуги на континент изученные структуры могли быть развернуты не более чем на 20° [Метелкин и др., 2004].

Примечательно, что на всем протяжении от северо-западной до юго-западной окраины Сибири в позднем неопротерозое устанавливается эволюция вулканизма от островодужного до окраинноконтинентального. Последний, связан с аккрецией островных дуг, плавлением субдуцирующей океанской плиты и формированием окраинноконтинентальных рифтовых зон, сопровождающихся магматизмом повышенной щелочности [Верниковский и др., 2008].

Результаты U-Pb геохронологических исследований Енисейского кряжа позволяют утверждать, что породы повышенной щелочности образовались синхронно с породами островодужного комплекса и их аккрецией на континентальную окраину Сибири в интервале 700 – 630 млн. лет [Верниковский и др., 2008]. Таким образом, вполне вероятно их формирование в тыловой надсубдукционной зоне при погружении океанской плиты под континент со стороны западной окраины Сибирского кратона и достижении субдуцирующей плитой астеносферного слоя.

Геолого-структурные и палеомагнитные данные по фрагментам островных дуг АлтаеСаянской области [Кунгурцев и др., 2001, Казанский, 2002] позволяют реконструировать активную континентальную окраину тихоокеанского типа на юго-западе Сибирского палеоконтинента в начале палеозоя. Распределение раннекембрийских палеомагнитных полюсов островодужных террейнов Южной Сибири отвечает дуге большого круга с центром в точке 56° с.ш., 112° в.д. [Казанский, Метелкин, 2008]. То есть, фрагменты островных дуг, образованные преимущественно вулканическими комплексами толеитового и известковощелочного ряда [Dobretsov et al., 2003], слагали в начале палеозоя единую островодужную систему, которая располагалась в то время в экваториальных широтах и огибала юго-западную (в современных координатах) окраину Сибирского палеоконтинента [Казанский, 2002].

Реконструированная архитектура активной окраины юго-западного обрамления Сибири практически в деталях повторяет современное простирание окраинно-континентальных структур Зондской системы [Казанский, 2002].

Деформация этой системы на этапе аккреции к Сибирскому кратону в конце кембрия – ордовике (и позднее - в позднем палеозое и мезозое), связана со сдвиговыми перемещениями, которые в главной своей части могут быть обусловлены поворотом Сибирской континентальной плиты [Казанский, Метелкин, 2008]. В результате такого поворота структуры периферии континента вероятно “отставали”, сдвигались, формируя отдельные тектонические чешуи, которые, взаимодействуя друг с другом, испытывали сложные перемещения.

Результатом стал современный коллаж, который характеризуется разнонаправленностью и торцевым сочленение региональных структурных элементов складчатой области.

Список литературы Верниковский В.А., Верниковская А.Е., Сальникова Е.Б. и др. Позднерифейский щелочной магматизм западного обрамления Сибирского кратона: результат континентального рифтогенеза или аккреционных событий? // ДАН, 2008. T. 419. № 1. С. 90-94.

Казанский А.Ю. Эволюция структур западного обрамления Сибирской платформы по палеомагнитным данным / Автореф. дисс. на соиск. уч.степ. д. г.-м. н. Новосибирск. 2002. 40 с.

Казанский А.Ю., Метелкин Д.В. Сдвиговые деформации в палеозойской и мезозойской истории формирования структуры Южной и Западной Сибири по палеомагнитным данным // Мат-лы всерос. науч. конф. “Фундамент, структуры обрамления Западно-Сибирского мезозойско-кайнозойского осадочного бассейна, их геодинамическая эволюция и проблемы нефтегазоносности”. Тюмень. СибНАЦ, 2008. С. 98-101.

Кунгурцев Л.В., Берзин Н.А., Казанский А.Ю., Метелкин Д.В. Тектоническая эволюция структуры юго-западного обрамления Сибирской платформы в венде-кембрии по палеомагнитным данным // Геология и геофизика, 2001. Т. 42. № 7. 1042-1051.

Метелкин Д.В., Верниковский В.А., Белоносов И.В. Палеомагнетизм вулканогенных комплексов Предивинского террейна Енисейского кряжа и геодинамические следствия // Докл.

РАН, Т. 399. № 1. 2004. с.90-94.

Метелкин Д.В., Верниковский В.А., Казанский А.Ю. Неопротерозойский этап эволюции Родинии в свете новых палеомагнитных данных по западной окраине Сибирского кратона // Геология и геофизика, 2007. T. 48. № 1. C. 42-59.

Павлов В.Э., Галле И., Петров П.Ю. и др. Уйская серия и позднерифейские силы Учуро-Майского района: изотопные, палеомагнитные данные и проблема суперконтинента Родиния // Геотектоника, 2002. № 4. C. 26-41.

Dobretsov N.L., Buslov M.M., Vernikovsky V.A. Neoproterozoic to Early Ordovician Evolution of the Paleo-Asian Ocean: Implications to the Break-up of Rodinia // Gondwana Research, 2003. V. 6. №. 2. P. 143-159.

Vernikovsky V.A., Vernikovskaya A.E., Metelkin D.V. Tectonics and models for the Neoproterozoic development of accretionary orogens of the western Siberian Craton continental margin. Oslo, 2008.

Abstract

1320919. 33 IGC.

Vernikovsky V.A.,Vernikovskaya A.E. Central Taimyr accretionary belt (Arctic Asia):

Meso-Neoproterozoic tectonic evolution and Rodinia breakup // Precambrian Research, 2001. V. 110.

P.127-141.

Vernikovsky V.A., Vernikovskaya, A.E., Sal'nikova, E.B. et al. Neoproterozoic accretioncollisional events on the western margin of the Siberian Craton: New geological and geochronological evidence from the Yenisey Ridge // Tectonophysics, 2003. V. 375 (1-4). P. 147-168.

СОВРЕМЕННЫЙ ВУЛКАНИЗМ НА ТЕРРИТОРИИ РОССИИ

И СОПРЕДЕЛЬНЫХ ГОСУДАРСТВ

Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, Вулканизм - явление планетарное, воспринимаемое, прежде всего, через вулканические извержения и центры их современной и прошлой активности. Наиболее мощные его проявления охватывают огромные территории, невзирая на государственные границы.

Поэтому, в сферу нашего внимания включены также и действующие вулканы соседних стран, так как возможные их катастрофические извержения (например, на Алеутских и Японских островах, в Китае и т.п.) для пограничных с ними регионов России могут представлять в определенной степени опасность в виде цунами на побережьях или сильных пеплопадов.

География распространения вулканов Большинство вулканов располагаются близко к границам литосферных плит, либо вдоль дивергентных (Исландия, Африканская рифтовая система и т.д.) или конвергентных (например, островные дуги и континентальные вулканические дуги Тихоокеанского региона) окраин. Географическое расположение таких окраин (рис.1) указывает на то, что активные вулканы распределены неравномерно, с преимущественной концентрацией в низких широтах (от 20oс.ш. до 10o ю.ш. – это острова Вест-Индии, Центральная Америка, север Южной Америки, Восточная Африка), а также в средних и высоких северных широтах (30–70o с.ш.:

Япония, Камчатка, Курильские и Алеутские острова и т.д.).

Рис. 1. Общий характер географического распределения наиболее крупных скоплений вулканов на Земле. Черными точками рельефно выделяются вулканические дуги вдоль берегов Тихого океана (по Simkin et al., 1981). Стрелками выделены районы данного исследования: К – Большой Кавказ, С – Восточные Саяны, М – вулканы Монголии, П – Пектусан, Х – Халласан, Я – Японские острова, КК – Курило-Камчатская дуга, Ч – Анюйский вулкан, А – Алеутские острова.

Связь вулканизма с тектоникой Вулканы обычно тяготеют к районам современной тектонической активности.

Большинство из них приурочено к орогеническому поясу по периферии Тихого океана, к срединно-океаническим зонам (Исландия, Азорские о-ва), эпиконтинентальным рифтам (Африка) и, в меньшей степени, к Альпийско-Гималайской горной области. Совершенно естественно поэтому, что имеется также зависимость между вулканизмом и сейсмичностью района, и существует сходная зависимость между вулканизмом и потоками внутреннего тепла Земли. Структура тектонически активного района часто бывает очень сложной в деталях.

Поэтому между вулканизмом и тектоникой существует только общая зависимость.

Основная часть действующих вулканов находится на Камчатке, Алеутских, Курильских и Японских островах и далее на юг, вдоль так называемого Тихоокеанского огненного кольца.

Вулканы “огненного” кольца связаны с субдукцией (погружением) Тихоокеанской плиты в мантию Земли.

Происхождение экзотических азиатских вулканов остается под вопросом. Большинство из них расположено в широкой полосе от Японии до Байкала и, возможно, также связано с субдукцией, но необычной. По данным сейсмической томографии, в этом регионе Тихоокеанская плита, достигая под углом 45 градусов глубины 650 км, стагнирует (принимает горизонтальное положение) и продвигается еще на полторы тысячи километров под континент (примерно до границы Китая и Монголии) затем “всплывая” в мантию. Достигая глубин около 60-100 км над плитой или уже за ее пределами в западном направлении, легкоплавкая часть материала плиты начинает плавиться и продуцировать экзотические вулканы.

Активный вулканизм сопредельных регионов Современная вулканическая активность на территории Российской Федерации практически полностью сосредоточена в Курило-Камчатской островной дуге, где имеются не менее 69 действующих вулканов. В то же время и в ряде других районов страны обнаружены потенциально действующие или “спящие” вулканы. В первую очередь – это Большой Кавказ с вулканами Эльбрус и Казбек (последние извержения в пределах 3-7 тыс. лет назад), юг Восточной Сибири (вулкан Кропоткина, активный 500-1000 л.н.), Чукотка (Анюйский вулкан, действовавший в пределах последнего тысячелетия) и, возможно, Прибайкалье. На сопредельных территориях в первую очередь выделяются своей активностью многочисленные вулканы Японских и Алеутских островов. Имеются молодые вулканические образования в Южной Корее (вулкан Халласан на острове Чеджу), Китае (вулкан Пектусан на границе с КНДР), на которых последние извержения происходили всего 300-1000 лет назад. В историческое время отмечались извержения и вулкана Арарат (Малый Кавказ, Турция).

Как это ни парадоксально, но до сих пор неизвестно точное число активных вулканов на Земле. Связано это с тем, что периоды покоя отдельных вулканов, например Академии Наук (Карымский вулканический центр) на Камчатке, могут превышать 5-6 тыс. лет. По оценкам разных исследователей, на земном шаре насчитывается от 650 до 1500 действующих вулканов, которые находятся в той или иной степени активности или дремлющем состоянии. Кроме того, большое количество вулканических сооружений существуют на дне морей и океанов планеты.

Действующие вулканы – важнейший объект вулканологических исследований. Однако до последнего времени научно обоснованного критерия для деления вулканов на действующие и потухшие, не существовало, хотя это необходимо, как с теоретической, так и, особенно, с практической точек зрения – в частности оценки вулканической опасности. Именно оценка вулканической опасности требует предельно четкого представления о том, является ли вулкан действующим (потенциально активным) и следует ли ожидать его извержения в будущем.

Прямым следствием отсутствия научно обоснованной формулировки понятия о действующем вулкане служит, например, нежданность извержений на вулканах, которые молчали продолжительное время или вообще считались потухшими: катастрофические извержения Везувия в 79 г. н.э. (Италия), вулканов Эль-Чичон в 1982 г. (Мексика), Пинатубо в 1991 г. (Филиппины) и многие другие. Им предшествовали периоды покоя более 600 лет. Для Камчатки показателен вулкан Безымянный, который перед катастрофическим извержением 1955-1956 гг. «спал» в течение тысячи лет. В связи с этим закономерно встает вопрос, какие максимальные периоды покоя возможны в эруптивной истории вулкана, после чего он способен возобновить свою активность и считаться действующим?

Обширные исследования по выявлению потенциально активных камчатских и курильских вулканов, связанной с ними опасности и ее долгосрочному прогнозу были проведены камчатскими тефрохронологами в 1990-2005 гг. (см. публикации О.А.Брайцевой, И.В.Мелекесцева, В.В.Пономаревой и др.). Было показано, что наиболее перспективным для решения этой проблемы является подход, при котором вулкан следует считать действующим, основываясь на его эруптивной истории за длительный отрезок времени, желательно с момента возникновения или за последние 5-10 тыс. лет. Поэтому, очевидно, можно присоединиться к точке зрения Японского метеорологического агентства (JMA) считающих действующими… “вулканы, проявлявшие активность последние 10000 лет, или с проявлениями фумарольной активности”. Следует также не забывать, что вулкан может образоваться в районе, где до этого их никогда не было (Парикутин в Мексике, Сёртсей в Исландии), хотя, конечно, вулканические явления в целом приурочены к определенным областям Земли.

Вулканическая активность в начале 21 века Извержения непосредственно влияют на жизнь людей вблизи вулканов. Главную опасность при этом представляют собой обрушения вулканических построек лавовые потоки, катастрофические оползни, направленные взрывы, большие скопления выброшенной тефры, а также быстро двигающиеся пирокластические и грязевые потоки. Кроме того, и без извержений могут развиваться опасные процессы и явления при взаимодействии эндогенных и экзогенных факторов, сопутствующих разнообразным проявлениям вулканической деятельности. Поэтому на современном этапе главными задачами вулканологии при изучении извержений вулканов являются: познание механизма вулканической деятельности в различных геодинамических обстановках, прогноз извержений и заблаговременная оценка вулканической опасности для регионов Российской Федерации, имеющих в своих пределах действующие или “спящие” вулканы.

В течение последнего десятилетия наблюдается усиление вулканической активности в Курило-Камчатской вулканической дуге. На фоне постоянно находящихся в состоянии извержения вулканов Шивелуч, Ключевской, Безымянный и Карымский, происходят извержения Мутновского (отдельные фреатические извержения в 2000-2007 гг.), Авачинского (2001 г.) и Корякского (2008-2009 гг.) вулканов на Камчатке. На Курильских островах извержения вулканов Чикурачки (2002-2006 гг.), Эбеко (в 2002, 2006 и 2009 гг.). В июне 2009 г.

после 20 лет молчания произошло мощное эксплозивное извержение вулкана Пик Сарычева на о-ве Матуа (Средние Курилы) с VEI = 3. Вызывает беспокойство в научной среде и интенсификация экзогенных процессов на вулканах Большого Кавказа, в которых существенное участие принимает эндогенная составляющая.

Происходит оживление эруптивной деятельности и на сопредельных территориях: на Алеутских островах (С.Ш.А.) и в Японии участились сильные эксплозивные извержения;

поступали сведения о подготовке или слабых активизациях вулканов Пектусан (2006 г., Китай), которое правда связывают с ядерными испытаниями в КНДР, и Тогоо в “Долине вулканов” (2003 г., Монголия).

ФОРМИРОВАНИЕ ОСТРОВОДУЖНЫХ ВУЛКАНИЧЕСКИХ СИСТЕМ НА

НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ И ПАЛЕОЗОЙСКИХ АКТИВНЫХ ОКРАИНАХ

СИБИРСКОГО КОНТИНЕНТА И ПАЛЕОАЗИАТСКОГО ОКЕАНА

Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, e-mail: [email protected] В последние годы многочисленными исследованиями установлено, что главнейшие тектонические структуры складчатого обрамления юга Сибирского кратона (континента), относящиеся к Центрально-Азиатскому складчатому поясу, были созданы в основном в позднем докембрии и палеозое на месте Палеоазиатского океана и его окраин. На этой территории отчетливо выделяются поздненеопротерозойские, или байкальские, венднижнепалеозойские или каледонские, среднепалеозойские, или раннегерцинские, верхнепалеозойские, или позднегерцинские складчатые комплексы и соответствующие этапы развития. Следует отметить, что такое разделение неопротерозой-палеозойской истории геодинамического развития рассматриваемого региона соответствует глобальным тектоническим перестройкам, которые фиксируются в Центральной Азии [Парфенов и др., 2003; Гордиенко, 2006]. При этом выявлено, что в зоне взаимодействия структур Сибирского континента и северо-западной (в древних координатах) окраины неопротерозой-палеозойского Палеоазиатского океана существовала непрерывная цепь островодужных систем, включающих надсубдукционные островные вулканические дуги и связанные с ними преддуговые и задуговые палеобассейны.

В докладе на основе палеогеодинамических реконструкций с использованием новых материалов по тектонике, магматизму, осадконакоплению и палеомагнитных данных будут рассмотрены условия формирования неопротерозойских и палеозойских островодужных вулканических систем на обширной территории Алтае-Саянской области, Забайкалья и сопредельных районов Монголии и Северного Китая. Здесь выделены и охарактеризованы террейны, представляющие собой фрагменты океанической коры (офиолитов, др.), островных вулканических дуг (энсиалических и энсиматических), вулканических островов на океанической коре (симаунтов и гайотов), вулканоплутонических поясов на активных континентальных окраинах, турбидитовых бассейнов, континентального склона и его подножия, шельфов, а также фрагменты кратонных террейнов (микроконтинентов), сложенных раннедокембрийскими кристаллическими породами. Все эти структуры различной геодинамической природы были аккретированы к кратону в конце неопротерозоя, венде, раннем и позднем палеозое. Результатом аккреции являлось последовательное наращивание Сибирского континента в направлении с севера на юг (в современных координатах). Аккреция сопровождалась крупными сдвиговыми перемещениями, обусловленными клинообразной формой южного выступа Сибирского кратона, а также повторными деформациями, гранитообразованием и высокотемпературным коллизионным метаморфизмом в пределах ранее аккретированных террейнов и смежной окраины кратона.

Согласно данным, имеющимся по складчатому обрамлению юга Сибирского кратона, Палеоазиатский океан образовался между Восточной Гондваной и Сибирским континентом в результате распада суперконтинента Родиния по разным оценкам в период от 1000-900 до млн лет назад и существовал до конца палеозоя. Уже на ранней стадии развития Палеоазиатского океана (в неопротерозое и начале венда) по западной окраине Восточной Гондваны образовалась непрерывная цепь островодужных систем (Кадомская, Протоуральская, Восточногондванская), где выделяются островодужные вулканические серии с бонинитами, указывающих на максимальное раскрытие океана [Моссаковский и др., 1998; Добрецов и др., 2003]. В это время другая система островных дуг формировалась по северо-западной окраине Палеоазиатского океана, в зоне его взаимодействия с Сибирским континентом. Здесь, согласно палеомагнитных данных, вдоль западной, северной и восточной (в древних координатах) периферии Сибирского континента реконструируется разнонаправленная система неопротерозойских островных дуг (Исаковская, Шумихинско-Кирельская, Сархойская, Шишхидская, Келянская, Катаевская и др.), зоны субдукции которых падали под Сибирский континент или под кратонные микроконтиненты (Центрально-Ангарский, Канский, Гарганский, Тувино-Монгольский, Муйско-Становой). Одновременно в зоне сближенного развития Сибирского кратона и Палеоазиатского океана формировались окраинные океанические бассейны (Приенисейский, Алтае-Саянский, Баргузино-Витимский, ОнонКулиндинский и др.). К концу неопротерозойского этапа (630-610 млн. лет) завершилось формирование островных дуг, преддуговых и задуговых бассейнов, аккреционных призм, микроконтинентов и причленения их к окраине Сибирского кратона. В результате образовался поздненеопротерозойский Енисей-Саяно-Байкальский складчатый пояс байкалид.

Раннекаледонский этап геодинамического развития рассматриваемого региона, охватывающий венд, ранний и средний кембрий, является одним из важнейших эпизодов формирования складчатой структуры палеозоид южного обрамления Сибирской платформы.

Тектоническая история раннекаледонских структур напрямую связана с историей заложения, развития и закрытия Палеоазиатского океана. Венд- раннепалеозойские офиолитовые и островодужные ассоциации складчатого обрамления юга Сибирской платформы по составу и структурному положению в основном отвечают геодинамическим обстановкам окраинных морей, островных дуг, активных и пассивных континентальных окраин, спрединговых зон и зон трансформных разломов на границе континент-океан. Так, в пределах Алтае-Саянской складчатой области в связи с развитием Минусинско-Саянского океанического бассейна сформировались Западно-Саянская, Кузнецко-Алатаусская, Таннуольско-Хамсаринская, Джидинская островодужные системы. Одновременно на территории Забайкалья и Монголии образовались Удино-Витимская, Таланчанская, Ангинская, Адацагская островодужные сичстемы и Забайкальский океанический бассейн. При этом установлено, что в пределах Палеоазиатского океана и его окраин в венде-раннем кембрии были развиты главным образом энсиматические островные дуги с бонинитами, а также вулканические плато, симаунты и гайоты.

Согласно палеомагнитных данных Сибирский континент в раннем палеозое располагался в приэквариториальной области и своей современной юго-западной стороной был повернут к северу. Развитая в северной части (в древних координатах 0-10-20°с.ш.) система островных дуг цепочкой опоясывала Прибайкальский клинообразный выступ Сибирского континента, который в венде-раннем-среднем кембрии перемещался из южных широт на север, вращаясь по часовой стрелке. Океанические плиты Палеоазиатского океана двигались в том же направлении, субдуцируя под островные дуги с С-СЗ на Ю-Ю-В (в древних координатах), что подтверждается нашими палеомагнитными данными по океаническим (внутриплитным) базальтам Джидинской зоны [Гордиенко, Михальцов, 2001]. Обстановки сжатия на границах континентальной и океанической плит привели к формированию правосторонних сдвиговых зон по периферии Сибирского континента, вследствие чего в течение первой половины кембрия островодужные системы испытывала юго-восточное перемещение со скоростью около 10 см/год [Казанский, 2002]. Такая сдвиговая зона существовала между Минусинско-Саянским и Забайкальским междуговыми бассейнами, а также между Джидинской и Удино-Витимской островодужными системами. Судя по палеомагнитным данным, островодужные ансамбли, передвигаясь по сдвигам, разворачивались в различных направлениях, что приводило к переориентированию или перескоку зон субдукции.

Позднекаледонский этап охватывает временной интервал с позднего кембрия по ордовик и силур включительно. Известно, что на рубеже нижнего и среднего кембрия в исследуемом регионе произошла глобальная тектоническая перестройка, выразившаяся в смене направления движения литосферных плит. Сибирский континент, перемещаясь в северном направлении, практически прекратил вращательное движение. Смена направления движения океанических плит по отношению к островодужной системе привела к формированию левосторонних сдвиговых зон в структуре окраины континента. Формирование вендкембрийских островодужных вулканических систем Палеоазиатского океана завершилось мощными аккреционно-коллизионными процессами сжатия и скучивания сиалических масс в результате столкновения террейнов различной геодинамической природы. В итоге по всему складчатому обрамлению Сибирского кратона возник пояс коллизионных структур, которые совместно с отложениями шельфа и континентального склона сформировали обширную континентальную окраину Палеоазиатского океана.

Средний-верхний палеозой (ранне- и позднегерцинские этапы) является завершающим периодом в длительном процессе формирования палеозоид складчатого обрамления Сибирской платформы. Ему было присуще образование целого ряда субдукционных и рифтогенных вулканоплутонических поясов на активной континентальной окраине Сибирского континента.

Выявлена сложная структурно-магматическая зональность региональных вулканоплутонических поясов (Селенгино-Витимского, Центрально-Монгольского и др.), а также рифтогенных и островодужно-океанических вулканических структур Южной Монголии и Северного Китая. При этом становление названных структур происходило одновременно с формированием сводовых поднятий на месте Хамардабан-Баргузинской и Хангай-ХэнтэйДаурской систем внутренних морей, где была сосредоточена основная масса верхнепалеозойских гранитоидных интрузий.

Установлена отчетливая возрастная тенденция к расширению и латеральному скольжению главных ареалов поздненеопротерозойских и палеозойских тектономагматических процессов в направлении к югу и юго-востоку от границы с Сибирской платформой. Поздненеопротерозойские (байкальские) процессы проявились в основном вблизи границ Сибирского кратона, венд-раннепалеозойские – сосредоточены главным образом в каледонидах, среднепалеозойские (раннегерцинские) – охватили более обширные пространства активной континентальной окраины, сложенной байкалидами и каледонидами, а также прилегающие окраинно-континентальные моря и островные дуги, а верхнепалеозойские (позднегерцинские) – имели площадное развитие и заняли практически всю расширенную в девоне активную континентальную окраину Сибирского континента и связаны были с формированием Северо-Азиатского суперплюма [Ярмолюк и др., 2000].

Работа выполнена при финансовой поддержке Программы ОНЗ РАН и СОРАН «Строение и формирование основных типов геологических структур подвижных поясов и платформ» (проект 10.1) и РФФИ (проект 08-05-00290).

Гордиенко И.В. Геодинамическая эволюция поздних байкалид и палеозоид складчатого обрамления юга Сибирской платформы // Геология и геофизика, 2006. Т. 47. № 1.

С. 53-70.

Гордиенко И.В., Михальцов Н.Э. Положение венд-раннекембрийских офиолитовых и островодужных комплексов Джидинской зоны каледонид в структурах Палеоазиатского океана по палеомагнитным данным // Докл. АН, 2001. Т. 379. № 4. С. 508-513.

Добрецов Н.Л. Эволюция структур Урала, Казахстана, Тянь-Шаня и Алтае Саянской области в Урало-Монгольском складчатом поясе (Палеоазиатский океан) // Геология и геофизика, 2003. Т. 44. № 1-2. С. 5-27.

Казанский А.Ю. Эволюция структур западного обрамления Сибирской платформы по палеомагнитным данным: Автореф. дисс. д-ра геол.-минер. наук. Новосибирск. 2002. 40 с.

Моссаковский А.А., Пущаровский Ю.М., Руженцев С.В. Крупнейшая структурная асимметрия Земли // Геотектоника, 1998. № 5. С. 3-18.

Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология, 2003. Т. 22. № 6.

С. 7-41.

Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Кузьмин М.И. Северо-Азиатский суперплюм в фанерозое: магматизм и глубинная геодинамика // Геотектоника, 2000. № 5. С. 3-29.

AU-AG-ОРУДЕНЕНИЕ ВУЛКАНОГЕННЫХ ПОЯСОВ СЕВЕРО-ВОСТОКА АЗИИ

Н.А. Горячев1, А.А. Сидоров2, А.В. Волков2, Г.Н. Гамянин2, Н.Е. Савва1, В.М. Округин Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН, Магадан, Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, Золото-серебряное оруденение континентальной тихоокеанской окраины СевероВостока Азии контролируется разновозрастными вулканогенными поясами, наложенными на кратонные, пассивных континентальных окраин, островодужные и океанические террейны (рисунок и таблица). Согласно концепции аккреционной тектоники, рассматриваемый регион в мезо-кайнозойское время представлял собой динамично развивающуюся активную континентальную окраину, что нашло свое отражение в формировании восьми последовательно развивавшихся с северо-запада на юго-восток постаккреционных Таблица 1. Вулканогенные пояса и Au-Ag-эпитремальные месторождения Северо-Востока Азии.

Вулканический Возраст Геодинамическая Полезные Au-Ag-месторождения Кедонский 416–318 Окраинноконтинен- Au, Ag, Cu Кубака, Биркачан, Олойский 146–100 Окраинноконтинен- Au, Ag, Cu, Клен, Алиса, Весенний, Уяндино- 175–136 Островная дуга Au, Ag, Pb, Cu, Кунаревское, Широкое, Охотско- 100–70 Окраинноконтинен Au, Ag, Sn, Hg, Дукат, Лунное, Купол, Восточно- 100–55 Окраинноконтинен- Au, Ag, Sn, Hg, Многовершинное, Западно- Pg 55–23 Окраинноконтинен- Au, Ag, Sn, Hg, Аметистовое, Иволга, Корякский Центрально- 23–5 Окраинноконтинен- Au, Ag, Hg, Сu Агинское, Бараньевское, вулканических поясов (ВП). Шесть из них развивались параллельно современному положению Курило-Камчатского глубоководного желоба (рисунок): позднеюрско-раннемеловой УдскоМургальский (УМВП), позднемеловой Охотско-Чукотский (ОЧВП), позднемеловойпалеогеновый Восточно-Сихоте-Алиньский (ВСВП), эоцен-олигоценовый Корякско-ЗападноКамчатский (КЗКВП), олигоцен-четвертичный Центрально-Камчатский (ЦКВП), плиоценчетвертичный Восточно-Камчатский (ВКВП). Последовательное омоложение вулканических поясов, начиная с раннего мела, соответствует смещению в сторону Тихого океана системы «вулканическая дуга – желоб». А позднеюрские и позднеюрско-раннемеловые УяндиноЯсаченский (УЯВП) и Олойский (ОВП) формировались параллельно палеоокраине континента в юрское время [Соколов и др., 1999]. Кроме перечисленных выше ВП, в пределах Омолонского кратонного террейна известен доаккреционный позднепалеозойский Кедонский краевой вулканогенный пояс (КВП). Все вулканогенные пояса и оперяющие их перивулканические зоны тектоно-магматической активизации (ТМА) образуют крупнейшую в мире металлогеническую провинцию с полихронным и разнообразным по составу вулканогенно-плутоногенным оруденением.

Кедонский краевой вулканический пояс формировался в среднем палеозое в течение 30млн лет на континентальной коре. В настоящее время его структуры наиболее полно сохранились на отдельных блоках Омолонского кратонного террейна (Омолонском массиве), вероятно, его фрагментами являются и одновозрастные вулканиты Охотского кратонного террейна. Пояс образован субаэральными красноцветными вулканитами дифференцированного ряда и близкими по составу субвулканическими и гипабиссальными интрузиями. По химическому составу вулканиты принадлежат известково-щелочной и умеренно-щелочной сериям. Характерной особенностью пояса является отсутствие крупных батолитоподобных интрузивов и существенное преобладание кислых разностей вулканитов. КВП, по-видимому, представляет собой фрагмент (40080-130 км) крупного циркумсибирского окраинно-континентального пояса [Егоров, Шерстобитов, 2000]. Эпитермальное вулканогенное оруденение в КВП представлено двумя типами: золотым (Au/Ag - 1:1-1:5; Кубака, Биркачан, Елочка) и золото-серебряным (Au/Ag Юный, Ольча). Для КВП характерно отсутствие собственно серебряных и оловорудных месторождений типичных для ОЧВП. В тоже время под экраном вулканитов и в оперяющих КВП зонах ТМА в карбонатных толщах отмечается оруденение джаспероидного типа (Риф), отличающееся низкой золотоносностью и высокой серебристостью (сотни г/т) руд.

Характерная особенность руд промышленных месторождений Кубака и Биркачан – низкая сульфидность ( 2 и неизвестны в районах развития раннедокембрийской коры (хр. Удокан), где, напротив, кора характеризуется величинами еNd < 10, можно говорить о практически несущественном участии континентальной литосферы в образовании расплавов. С учетом геохимических свидетельств о сходстве магм региона с магмами, исходными для базальтов OIB-типа, изотопные данные свидетельствуют о том, что источником позднекайнозойского магматизма в регионе являлась подлитосферная мантия.

Вопрос о геодинамической природе внутриконтинентальных позднекайнозойских вулканических областей Центральной и Восточной Азии широко дискутируется в литературе.

Выдвинуты различные представления [Зорин и др., 2006; Новейший вулканизм…, 2008], рассматривающие связь этих областей как с мантийными плюмами, так и с процессами субдукции со стороны Тихого океана или с коллизией Индийской и Евразийской литосферных плит. Здесь важно иметь в виду следующее. Изолированность магматических ареалов в пределах вулканической провинции, очевидно, является важнейшим показателем их связи с автономными, пространственно разобщенными источниками магматической активности. Состав магматических продуктов, отвечающий, главным образом, умеренно- и высокощелочным породам основного и среднего состава, а также наличие в них лерцолитовых нодулей свидетельствует о подлитосферной природе этих источников и, на этом основании, о связи магматических областей с изолированными мантийными струями. Выполненные Ю.А. Зориным исследования [Зорин и др., 2006] поля силы тяжести выявили под Центрально-Азиатской субпровинцией наличие крупной аномалии, которая была связана с подъемом астеносферной мантии. Эта аномалия характеризуется приподнятостью своей кровли на глубины менее 100 км. В пределах этой аномалии, кроме того, были выявлены локальные выступы астеносферы, которые достигают подошвы коры на глубинах около 50 км. Эти выступы наблюдаются под Южно-Хангайской, Южно-Байкальской, Удоканской вулканическими областями. К краевой части такого выступа астеносферы тяготеет Витимское плато.

Хэнтэйский выступ астеносферы контролирует незначительные проявления позднекайнозойского вулканизма в Хэнтэе.

Сейсмотомографические исследования свидетельствуют о связи локальных выступов астеносферы с мантийными низкоскоростными струями. Такая струя была прослежена В.В.

Мордвиновой [Мордвинова и др., 2007] от границы нижней и верхней мантии в основание мантийного выступа под Южно-Хангайской областью. Подобную же связь выявили исследования И.Ю. Кулакова [Кулаков, 2008], установившего связь Южно-Байкальской вулканической области с подобной же мантийной струей. Эти геофизические данные позволяют соотнести позднекайнозойскую вулканическую активность в Центральной и Восточной Азии с активностью локальных мантийных плюмов, сопоставимых с мантийными hot-finger Западной Европы и связанных с горячим полем мантии (региональное поднятие астеносферной мантии). Мы полагаем, что воздействие этого горячего поля мантии на литосферу региона стало основной причиной формирования кайнозойской вулканической провинции Центральной и Восточной Азии и, в частности, вулканических областей юговосточной России.

В проблеме позднекайнозойского внутриконтинентального вулканизма Востока Азии является его связь с Индо-Азиатской коллизией. В результате этой коллизии территория Центральной Азии была подроблена на серию микроплит. С границами микроплит сопряжены рифтовые расколы и вулканические области, что предполагает роль процессов декомпрессионного плавления в образовании, по крайне мере, какой-то части вулканических областей. Так, западный, северо-западный и северный участки границы Амурской плиты трассируются впадинами Байкальской рифтовой системы и прослеживаются через ряд горячих точек мантии Южно-Хангайскую, Южно-Байкальскую, Витимскую, Удоканскую, Токинского Становика. Однако, образование этой границы началось не ранее 16 млн. лет (время заложения ее Хубсугульского и Тункинского рифтовых сегментов), то есть после заложения таких вулканических областей, как Южно-Байкальская, Витимская и Южно-Хангайская. Процесс образования этой границы был связан с короблением внутренних участков Азиатской плиты вследствие ее коллизии с Индостанской плитой, приведшим к возникновению серии микроплит. Раскол литосферы, очевидно, приспосабливался к наиболее ослабленным участкам литосферы, перфорированным вплоть до основания коры мантийными плюмами и зафиксированным вулканическими областями. Вращение микроплит сопровождалось образованием структур типа pull-appart на их границах. Поэтому отмечается пространственная и структурная сопряженность вулканических областей и зон рифтогенеза. Однако, за пределами вулканических областей в пределах рифтовых долин вулканические проявления отсутствуют.

Образование Амурской плиты вначале не сопровождалось заметной дифференциацией рельефа вдоль ее границ. Быстрый рост гор с формированием основных черт современной орографии произошел лишь в конце плиоцена (~4 млн. лет назад) [Новейший вулканизм…, 2008].

И этот рост, в какой-то степени определялся процессами глубинной геодинамики. Так, к концу плиоцена относится заложение сводовых поднятий в областях проявления современного вулканизма. В подобное сводообразование были вовлечены Южно-Байкальская (0.6), имеются относительно известковистые разности, не известные в структурах Андийского типа, и значительную долю составляют субщелочные породы, не характерные для ЗОС. Поведение малых элементов еще ярче подчеркивает специфику вулканитов ОЧВП – они занимают промежуточное положение между зрелыми островными дугами и Андийским вулканическим поясом (напр. различающиеся соотношения содержаний Sr, Rb, Zr от SiO2 и P2О5). Для сравнения привлекались имевшиеся в нашем распоряжении архивные минералого-геохимические базы данных по ОЧВП, а также выборка, характеризующая химический состав магматических пород Андийского окраинноконтинентального пояса (более 3000 анализов горных пород из базы данных GEOROC и опубликованные данные по Алеутской, Курильской дугам и по Камчатке).

В хорошо изученной Арманской вулканоструктуре (Охотский сектор) главные изученные свиты, традиционно включаемые в состав ОЧВП – арманская, нараулийская, хольчанская, улынская, ольская и мыгдыкитская (снизу – вверх) общей мощностью от 600 до 1200 м. Нижние сеноман-туронские, существенно андезитовые вулканические толщи и свиты ОЧВП (нанкалинская, нараулийская) налегают со стратиграфическим несогласием на андезибазальты и базальты момолтыкичской свиты, которая отличается существенно более древним возрастом формирования (неоком) и большинством исследователей в состав собственно ОЧВП не включается. Один из кардинальных вопросов реконструкции эволюции вулканизма в регионе состоит в понимании того, как изменялись изотопно-геохимические параметры магм на рубеже раннего и позднего мела, насколько они различаются, и могут ли принадлежать к единому геодинамическому этапу формирования окраинно-континентального вулканического пояса, либо представляют несколько самостоятельных вулканических поясов в ситуации суперпозиции. Исследование поведения главных и примесных элементов в вулканических породах названных выше свит позволяет заключить, что кардинальных отличий в геохимии этих двух этапов вулканизма как будто не наблюдается. Так, в составе «допоясовых» базальтов момолтыкичской свиты установлены те же характерные Nb-Ta отрицательные аномалии, обычные для надсубдукционных известково-щелочных магм ОЧВП (La/Nb(PM) = 2.2-2.4 в первых, против 1.1-3.3 в последних). Однако устанавливаются и некоторые тонкие геохимические отличия. Для «допоясовых» момолтыкичских андезитов и базальтов характерны более высокие концентрации Zr (среднее = 195ppm, ст. отклон.=34) и Ti (среднее = 7363ppm, ст. отклон.=1105), чем в аналогичных породах из нанкалинской и нараулийской свит ОЧВП (Zr (ср.)= 150-134 ppm, Ti(ср)= 7260-5860ppm, соответственно). В целом, вариации примесных и главных элементов в базальтах и андезитах ОЧВП интерпретированы как отражение конкурирующих процессов смешения расплавов и фракционной кристаллизации при эволюции родительской базальтовой магмы. Вариации первичных изотопных отношений характеризуют мантийные источники известково-щелочных магм как достаточно деплетированные (87Sr/86Sr(0) = 0.70444-0.70332, 143Nd/144Nd (0) = 0.51286-0.51257, eNd = от +6.5 до +0.8; 208Pb/204Pb= 38.5-38.04), близкие к MORB;

построенные на диаграммах тренды находятся на линии смешения компонентов PREMA и BSE c тенденцией к EM II. Полученные изотопные характеристики позволяют наметить связь магматизма ОЧВП с Тихоокеанским суперплюмом. В более древних вулканитах из фундамента ОЧВП вариации первичных изотопных отношений самые деплетированные, близкие к МОRВ и этим существенно отличаются от перекрывающих их лав ОЧВП. Базальты нанкалинской свиты (нижние толщи собственно ОЧВП): 87Sr/86Sr(0) = 0.70378-0.70336, 143Nd/144Nd(0) = 0.51291-0.51287, eNd = от +7.9 до +7.1; базальты «допоясовой» момолтыкичской свиты:

87Sr/86Sr(0) = 0.70351-0.70317, 143Nd/144Nd(0) = 0.51291-0.51287, eNd = от +9.1 до +8.4.

Для познания латеральной неоднородности мантийных источников известковощелочных магм ОЧВП мы провели измерение радиогенных изотопных отношений в полном разрезе вулканитов из Западно-Охотской фланговой зоны – базальтах «допоясовой»

учуликанской свиты, а также входящих в состав ОЧВП игнимбритах нижней еманринской свиты, андезитах верхней еманринской свиты, риолитах амкинской свиты и венчающих разрез субщелочных базальтах хакаринской свиты (всего 10 образцов из Ульинского прогиба).

Изотопные отношения Sr, Nd, Pb в вулканитах между свитами существенно не различаются (87Sr/86Sr(0) = 0.70408-0.70475, 143Nd/144Nd (0) = 0.51196-0.51258, eNd = от +1.4 до -12.2;

208Pb/204Pb= 37.36-37.96). Мантийный источник здесь близок к компоненту EM I, существенно более гетерогенный и обогащенный, чем в Арманской вулканоструктуре, что согласуется с особым строением фундамента ОЧВП в этой зоне - докембрийским Охотским массивом. Это подтверждается и самым древним модельным Nd(DM) возрастом по вулканитам Ульинского прогиба (от 1.3 до 1.8 млд лет). Латеральную неоднородность литосферы под ОЧВП дополняют изотопные данные по андезитам и андезибазальтам провиденской и нунлигранской толщ из Восточно-Чукотской фланговой зоны (Румилетская кальдера), первичные отношения стронция там (87Sr/86Sr(0) = 0.70502-0.70591, N=6) близки к BSE и определенно не такие деплетированные, как в Охотском секторе, вариации eNd относительно узкие (от +1.9 до -0.8). Таким образом, намечается существенная латеральная неоднородность мантийных источников известково-щелочных магм ОЧВП на расстоянии более 2500 км.

Впервые проведено масштабное изотопно-геохронологическое изучение всех главных стадий вулканизма ОЧВП с помощью U-Pb SHRIMP и ID-TIMS датирования циркона (датировано 45 новых образцов) и 40Ar/39Ar датирования (10 образцов). В цирконах вместе с определениями U-Pb возраста измерены концентрации примесных элементов (REE, Hf, U, Th) на ионном высокоразрешающем микрозонде SHRIMP-RG. В целом, для ОЧВП, устанавливается импульсный, прерывистый характер вулканизма от среднего альба до кампана (105-81 млн лет). Главный объем вулканитов сформирован в коньяке-сантоне, выделяется спад/перерыв магматической активности в конце сеномана-раннем туроне. По латерали пояса вулканизм асинхронен. Если учитывать все новые U-Pb и 40Ar/39Ar геохронологические данные только по вулканическим породам ОЧВП (всего 125 образцов в базе данных ГЕОХРОН на декабрь 2008г.), на суммарной гистограмме предварительно можно выделить четыре пика вулканизма с модами около 103, 96, 87 и 82 млн лет. Два первых представляют пока еще единичные датировки вулканитов и гранитоидов ранних импульсов магматизма ОЧВП, объем вулканитов этого возраста надежно не оценен. Два последних пика ярко выражены и относятся к наиболее объемным стадиям среднего и позднего циклов вулканизма ОЧВП. Завершают извержения плато-базальты, не включаемые большинством исследователей в состав ОЧВП, с возрастом пика около 76-78 млн. лет.

С учетом новых более надежных датировок - скорость вулканических накоплений в отдельных вулканоструктурах ОЧВП достигала 0,15-0,36 км3/год и более. Гигантская протяженность (более 3000 км) и объем извергнутого материала в ОЧВП (более 1 млн. куб. км) вместе с катастрофичностью вулканизма в отдельных кальдерах и супервулканах определенно демонстрируют влияние этого феномена на изменение климата и биосферы в позднем мелу Северной Пацифики. В геодинамическом отношении нерешенными остаются вопросы реконструкции тектонических режимов разных стадий мелового вулканизма на континентальной окраине Северо-Востока Азии. Особый интерес вызывают проявления синхронного вулканизма около юго-западного окончания ОЧВП в Приморье, Китае, Корее и к востоку (Аляска). Впервые выполненное U-Pb датирование циркона из игнимбритов риолитов Восточно-Сихотэ-Алиньского вулканического пояса в Приморье показало синхронность раннего вулканизма с главным импульсом кислого магматизма в ОЧВП [Сахно, Акинин. 2008].

На Северном склоне Аляски известны мощные накопления меловой тефры. Основываясь на изотопном возрасте и составе тефры, реконструкциях палеоветров, получены выводы о том, что источником отложений вероятнее всего явились вулканические извержения в ОхотскоЧукотском вулканогенном поясе на Чукотке [Bergman et al., 2006].

Исследование выполнено при поддержке гранта РФФИ 06-05-64824.

Сахно В.Г., Акинин В.В. Первые данные U-Pb датирования вулканических пород Восточно-Сихотэ-Алиньского пояса // Доклады Академии наук, 2008. Т. 418. № 2. С. 226-231.

Bergman S.C., Akinin V.V., Miller E.L., Layer P. North Alaska Upper Cretaceous tephra:

Eurasian or North American source calderas ? // GSA abs., 2006. V. 38. № 5. P. 90.

БЕРИНГИЙСКАЯ ПРОВИНЦИЯ ВНУТРИПЛИТНОГО

ЩЕЛОЧНОБАЗАЛЬТОВОГО ВУЛКАНИЗМА

Северо-Восточный комплексный научно-исследовательский институт ДВО РАН, Магадан, 2Департамент литосферных исследований, Венский Университет, Вена, Австрия Берингийская провинция (БП) позднекайнозойского щелочнобазальтового вулканизма включает проявления внутриплитного мафического вулканизма на островах Берингова моря и прилегающих участках суши на Чукотке и Аляске [Moll-Stulcup, 1994; Акинин, Апт, 1994]. По объему извергнутых щелочнобазальтовых магм – это наиболее масштабное магматическое событие в Арктике за последние 10 млн. лет. По типу извержений большинство проявлений вулканизма относится к извержениям центрального типа. Как правило это небольшие щитовые вулканы с постройкой центрального типа и отходящими потоками лав протяженностью в первые десятки километров. Нередки изолированные остатки некков, даек и шлаковых конусов, в некоторых проявлениях на Аляске (Дэвил Маунтин) известны относительно крупные маары и связанные с ними тефроиды. Во всех исследуемых проявлениях извержения не носили катастрофического характера, реконструируются спокойные излияния лав, что обычно для низковязких магм основного состава.

Пространственное положение внутриплитного вулканизма БП сразу за Алеутской островной дугой является примечательным и предполагает, по мнению некоторых исследователей, возможное влияние молодых субдукционных процессов на природу хотя бы части проявлений. В целом, вулканизм БП может быть результатом различных процессов, среди которых: 1) задуговое растяжение, компенсирующее субдукцию в Алеутской дуге; 2) декомпрессия вследствие развития континентального рифта (ранее предполагалось для БП:

[Turner, Swanson, 1981; Mackey et al., 1997]; 3) термальная аномалия в мантии по типу горячей точки или плюма [Акинин, Апт, 1997]. Для предметного обсуждения каждой концепции необходим полный набор петрологических и изотопно-геохронологических данных для наиболее значимых проявлений позднекайнозойского вулканизма в БП. По совокупности геолого-геофизических данных (главным образом сейсмологических данных) в пределах акватории Берингова моря выделяется Беринговоморский блок (или микроплита), границы которого следятся по эпицентрам многочисленных землетрясений [Mackey et al., 1997]. Под воздействием давления субдуцирующей под Алеутскую дугу Тихоокеанской плиты Беринговоморский блок смещается к западу и испытывает вращение по часовой стрелке. При этом, во фронтальной части блока в пределах Корякского нагорья сформировалась система взбросов, надвигов и правых сдвигов, а в его тылу (Западная Аляска-Восточная Чукотка) возникла зона растяжения в северо-восточном-юго-западном направлении, называемом Беринговоморским рифтом [Mackey et al., 1997]. Ранее [Turner, Swanson, 1981], континетальная рифтовая структура уже выделялась на п-ве Съюард и прилегающем участке Берингова моря на основе комплекса данных (особенности топографии, локальные повышенные концентрации газообразного гелия в почвах, геотермальные аномалии, проявления молодого базальтового вулканизма, развитие обширных позднетретичных грабенов, высокий уровень сесмичности в центральной части п-ва Съюард). Данные по сейсмической томографии указывают на развитие низкоскоростного разуплотненного мантийного материала под шельфом Берингова моря до глубины около 400 км [Gorbatov et al., 2000], такая особенность глубинного строения характерна для кайнозойских вулканических провинций юго-востока Азии в целом.

Выразительно, что именно под областью выделяемого Беринговоморского рифта реконструируется область высокоскоростной аномалии. Суммируя все данные, можно заключить, что рифтовая модель поздненеогенового развития может быть предложена только для локальной области в северной части БП. Более того, мы полагаем, что уместнее говорить о предрифтовой ситуации, т.к. классических геолого-геофизических признаков линейных структур не выявлено, проявления новейшего вулканизма не трассируют осевую часть гипотетического рифта, а значения теплового потока не являются аномально повышенными.

Геодинамическая обстановка задугового растяжения для БП не исключается, однако геохимические признаки базальтов в провинции не позволяют относить их к типичным задуговым (N-MORB островодужные базальты и толеиты). Напротив, состав базальтов БП ближе по распределению главных и примесных элементов к базальтам островных дуг (OIB) типа гавайских и отличается от N-MORB более обогащенными изотопными метками на уровне перекрытия для значений MORB и OIB [Moll-Stallcup, 1994; Акинин, Апт, 1997].

Наиболее интересные и объемные вулканические поля БП - Энмеленские вулканы на Чукотском п-ве (как самые недосыщенные и богатые включениями мантийных ксенолитов), вулканическое поле Кукулиджит на о. Св. Лаврентия, щелочные базальты о.Нунивак, вулканическое поле Имурук на п-ве Съюард (Аляска). Опубликованные датировки возраста лав провинции (K-Ar по валу) в целом показывает разброс дат от млн. лет до 0.01 млн. лет, с пиком около 6 млн. лет. При этом Ar-Ar датировки, как более прецизионные, показывают несколько более узкие интервалы вулканизма.

Особый интерес представляет вулканическое поле Имурук, т.к. оно самое большое по объему извергнутых базальтов и возрастному интервалу в БП. Вулканические породы слагают потоки лав, шлаковые конусы, экструзивные купола и некки. Лавовые фации преобладают, пирокластические отложения присутствуют только как небольшие агломератовые и шлаковые конусы в составе подводящих вулканических каналов. По составу различаются преобладающие по объему щелочные базальты и подчиненными им поздние толеитовые базальты и андезибазальты. По результатам наших полевых наблюдений, геохронологических и геохимических исследований в районе оз. Имурук можно выделить три цикла вулканизма. Наиболее ранний включает щелочные базальты и базаниты свиты Кугрук. 40Ar/39Ar возраст свиты 26.5 – 27.9 млн. лет [Акинин и др., 2006]. Определения проведены по мегакристу ортоклаза, возраст которого составил 27.9±0.07 млн. лет (1s, СКВО = 0.69, p = 0.6, 71.2% выд. 39Ar по 6 ступ. плато) и мегакристу амфибола, изохронный возраст которого составил 26.50±0.63 млн. лет (2s, точек, 40/36 intercept: 293±15, СКВО= 53, p = 0.001, J=0.000820323±0.2% 1s).

Полученные данные полностью согласуется с предыдущими определениями изотопного возраста K-Ar методом. Свиты Имурук и Газлинг по нашим предварительным K-Ar датировкам базальтов показывают возраст от 5 до 6 млн. лет [Акинин и др., 2006].

40Ar/39Ar датирование этих свит ранее также показало относительно узкий интервал возраста, 5.2 – 6.1 млн. лет [Mukasa, Andronikov, 2007]. Третий, заключительный интервал вулканизма, представлен голоценовыми субщелочными базальтами потоков Лост Джим и Камиллэ (общая площадь выходов - 446 км 2 ). 40Ar/39Ar возраст базальтов составляет менее 0.1 млн. лет, более точные значения требуют приложения иных методов изотопного датирования. Общий минимальный объем щелочных базальтов и толеитов, излившихся в вулканическом поле Имурук и примыкающем к нему с востока поля Кэндл мы оцениваем в 474 км 3 (общая площадь - 9800 км 2 при средних минимальных мощностях свит от 10 до 50 м). Максимальная активность извержений приходится на период времени 6 ± 1 млн. лет назад (формирование свит Имурук и Газлинг), когда скорость накопления вулканитов составляла около 230 м 3 /год.

Химический состав базальтов БП, так же как и пород щелочных серий, отличается заметным обогащением Ti, Fe и некогерентных элементов. Распределение элементов примесей в лавах такое же, как и в базальтах океанических островов, - с высоким содержанием Nb и Ta, отрицательной калиевой аномалией и пониженным содержанием Rb и Cs. Для лав характерен прямолинейный фракционированный график распределения редкоземельных элементов (REE), свойственный вулканитам океанических островов. Энмеленские вулканы занимают особое положение, т.к. их лавы наиболее основные и даже ультраосновные. Они сильно недонасыщены кремнеземом (SiO2= 38.7-44.2 %), высокомагнезиальные (Mg/Mg+Fe >0.6), щелочные (Na2O+K2O=4.7-8.1 %), высокотитанистые (TiO2=2.6-5%), относительно слабо дифференцированные. Энмеленские оливиновые тефриты отличаются от меланефелинитов пониженным содержанием легких REE и повышенным - тяжелых (оливиновые тефриты LaN/YbN = 13,2-17,3; LaN/SmN = 2,41-2,65; меланефелиниты - LaN/YbN = 14,3-26,4; LaN/SmN = 2,58В целом, анализ вариаций примесных элементов лав БП показывает, что фракционная кристаллизация и ассимиляция не играли существенной роли в петрогенезисе исследованных вулканических серий. Моделирование частичного плавления по уравнениям динамического плавления [Zou, Reid, 2001] показало, что поздненеогеновые щелочнобазальтовые магмы БП могли генерироваться при 0.8-9% частичном плавлении деплетированного гранатового перидотита. Для такого состава источника, наваринские щелочные базальты формировались при относительно низкой степени плавления (0.8-2%), энмеленские оливиновые меланефелениты – при относительно повышенном (4.5-9%).

Промежуточные значения 1.7– 4.2 % получены для щелочных базальтов свиты Кугрук в вулканическом поле Имурук на Аляске.

Распределение изотопных отношений Sr, Nd, Pb щелочных базальтов ультраосновных фоидитов провинции свидетельствует о различающемся составе мантийных источников для разных проявлений и находится на диаграммах в поле перекрытия данных для гавайских и исландских базальтов. Отношения изотопов Sr и Nd, Pb в лавах вулканического поля Имурук, о.Нунивак, Теллер, о.Св. Павла соответствуют наиболее деплетированному мантийному резервуару. Наиболее аномальные изотопные характеристики установлены в базальтах, драгированных во впадине Наварин. Отношения изотопов Sr, Nd, Pb в лавах Энмеленских вулканов варьируют относительно слабо, соответствуют деплетированному мантийному резервуару, изотопный состав которого находится на графиках в поле перекрытия данных для MORB и OIB (143Nd/144Nd = 0,513052-0,512995, 87Sr/86Sr = 0,703036-0,703297, 206Pb/204Pb = 17,8-18,4 [Акинин, Апт, 1997]). Напротив, отношения радиогенных изотопов в лавах о. Св.

Михаила, отчасти м. Наварин, варьируют достаточно широко, фигуративные точки изученных вулканитов располагаются на линии смешения компонентов DMМ+HIMU c EM-I [Акинин и др., 2008]. Изотопный состав гелия в большинстве проанализированных образцов не выходит за пределы обычных вариаций для атмосферы (3Не/4Не = от 0.5 до 8 х10-6). Однако в голоценовых субщелочных базальтах потока Лост Джим, представляющего финальные стадии в вулканическом поле Имурук на Аляске, обнаружены высокие значения, сопоставимые с плюмовыми (3Не/4Не= до 28.5 х10-6). При этом концентрации главных и примесных элементов, изотопных отношений Sr в целом показывают обычные для лав БП значения.

Учитывая диффузный и импульсный характер проявления базальтового вулканизма в Берингийской провинции, толеитовые тенденции в составе поздних молодых извержений ВПИ с нарастанием степени плавления мантийного источника и увеличением вулканической активности в голоцене мы предполагаем активизацию горячей точки в западной части п-ва Съюард. Исследования выполнены при поддержке гранта РФФИ-АНФ 09а, гранта ДВО РАН 09-1-П16-11 и Направления 2 Программы 16 Президиума РАН.

Акинин В.В., Апт Ю.Е. Энмеленские вулканы (Чукотский п-ов): петpология щелочных лав и глубинных включений. Магадан. СВКНИИ ДВО РАН, 1994. 97 с.

Акинин В.В., Апт Ю.Е. Позднекайнозойский щелочнобазитовый вулканизм на СевеpоВостоке Pоссии // Магматизм и оpуденение Севеpо-Востока Pоссии. Магадан. СВКНИИ ДВО РАН, 1997. С. 155-175.

Акинин В.В., Калверт А., Хоуриган Дж. и др. Состав и эволюция щелочнобазальтовых магм вулканического поля Имурук, п-ов Съюард, Аляска (Берингийская вулканическая провинция) // Геология, география и биологическое разнообразие СевероВостока России. Магадан. СВНЦ. 2006. C. 44-46.

Gorbatov A.S., Widiyantoro S., Fukao Y., Gordeeev E. Signature of remnant slabs in the North Pacific from P-wave tomography // Geophysical Journal International, 2000.V. 142. P. 27-36.

Moll-Stalcup E.J. Latest Cretaceous and Cenozoic magmatism in mainland Alaska // The geology of North America. Boulder, Colorado: The Geological Society of America, V. G-1. 1994. P. 589-619.

Turner D.L., Swanson S.E. Continetal rifting - a new tectonic model for the central Seward Peninsula // Geothermal reconnaissance survey of the central Seward Peninsula. University of Alaska:

Geophysical Institute Report UAG R-284, 1981. P. 7-36.

Mackey K.G., Fujita K., Gunbina L.V. et al. Seismicity of the Bering Strait region: evidence for a Bering block // Geology, 1997. V. 25. №. 11. P. 979-982.

Hopkins D.M. Geology of the Imuruk Lake Area, Seward Peninsula, Alaska // US Geological Survey Bulletin 1141-C. 1963. P. 101.

Mukasa S.B., Andronikov A.V. Lithospheric mantle evolution beneath the Bering Sea volcanic Province: an isotopic and trace element study of peridotite xenoliths and their host lavas // EOS, Trans. AGU, 2002.V. 83. P. F1435.

Zou H., Reid M.R. Quantitative modeling of trace element fractionation during incongruent dynamic melting // Geochimica et Cosmochimica Acta, 2001. V. 65. № 1. P. 153-162.

О ПРОЯВЛЕНИИ СУБВУЛКАНИЧЕСКОГО ОНГОНИТОВОГО МАГМАТИЗМА В

ВОСТОЧНОМ СКЛАДЧАТОМ ОБРАМЛЕНИИ СИБИРСКОГО КРАТОНА

Санкт-Петербургский государственный горный институт им. Г.В. Плеханова (технический университет), Санкт-Петербург, e-mail: [email protected] Начиная с 70-х годов прошлого века, не прекращается поток публикаций, посвященных онгонитам – субвулканическим и вулканическим аналогам субщелочных микроклинальбитовых гранитов. Находки этих редких пород сделаны в Монголии, США, Казахстане, Украине, Киргизии, Финляндии. В России эти экзотические породы обнаружены преимущественно в Центральной Азии: в Забайкалье, Прибайкалье, Восточном Саяне, СевероВосточной Туве, на Алтае. Сходные с ними топазсодержащие туффизиты описаны в Северном Приладожье. Установлено, что онгониты, имея набор устойчивых минералогопетрографических и геохимических признаков, принадлежат различным геологическим эпохам – от докембрия до кайнозоя, и залегают в самых разных породах. Хотя они приурочены к зонам глубинных разломов, где нередко сочетаются с проявлениями базитового, монцонитоидного и лампрофирового магматизма, роль мантийно-корового взаимодействия в их происхождении остаётся неясной. Распространено мнение о формировании онгонитов в результате кристаллизационной дифференциации коровых редкометальных гранитных расплавов [Коваленко, 1977].

Онгонит-эльвановый магматизм признаётся сегодня как один из петрологических индикаторов инверсии геодинамического режима при переходе от регионального сжатия к латеральному растяжению горно-складчатых сооружений. Их наличие позволяет отличать проявления субвулканического магматизма, связанного с гранитоидными батолитами, от дайковых серий, фиксирующих постколлизионный мантийный магматизм. Находки онгонитов приурочены к промышленно-значимым регионам как в России, так и за рубежом и служат важным прогнозно-минерагеническим признаком. Эти породы могут также рассматриваться как потенциальный комплексный источник редкометального сырья, сопоставимый с редкометальными пегматитами [Владимиров и др., 2007; Антипин и др., 2006].

Большинство находок онгонитов сделано в Центрально-Азиатском подвижном поясе:

они тяготеют к складчатому обрамлению южной части Сибирского кратона. Сюда входят монгольский, тувинский, восточно-саянский, прибайкальский и забайкальский ареалы онгонитовых проявлений триасово-юрского возраста. К этой зоне следует добавить находки онгонитов в герцинидах Горного Алтая, Иртышской зоны смятия, Тянь-Шаня и Северного Казахстана. Нами впервые были выявлены онгониты в северо-восточном обрамлении тихоокеанского сегмента Сибирского кратона. Их проявление связано с позднемеловой активизацией Чукотского террейна.

При специальном геологическом картировании Северного плутона в Шелагской гряде Чукотского нагорья нами были обнаружены маломощные дайки своеобразных риолитоидных пород, отнесенных по минералого-петрографическим и петрогеохимическим особенностям к онгонитам [Алексеев, 2005]. В пределах площади центрального купола Северного плутона описано 26 даек. Все они приурочены к участку пересечения Северного массива Ичувеемским дайковым поясом в перивулканической зоне Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. В составе Ичувеемского пояса выявлены дайки гранит-порфиров мощностью от первых сантиметров до 10-15 м и протяженностью до 5-6 км, лампрофиров, в том числе, биотитовых лампрофиров с пегматоидной структурой, мощностью 0,2-8 м и протяженностью до 1,5-2 км, а также гранодиорит-порфиров, гранит-аплитов и пегматитов. В строении некоторых лампрофировых даек отмечены признаки эксплозивного внедрения [Загрузина, 1965; Тибилов, 2005]. Интересно, что за пределами интрузивных массивов, среди даек, прорывающих осадочные породы, аплиты и аплит-пегматиты пользуются наименьшим распространением и имеют незначительные размеры. Лишь иногда аплит-пегматитовые тела достигают по мощности 1,5-3 м, а по простиранию – до 25-250 м. А в районе пересечении пояса малых интрузий с Северным массивом, в пределах Кулювеемской структуры, резко преобладают наиболее кислые разности пород – аплитовидные микрограниты, гранит-порфиры и гранодиорит-порфиры.

Дайки онгонитов представляют собой жильные тела небольшой мощности, – от 2 до 30 см. Дайковые зоны представлены сериями из двух-пяти сближенных крутозалегающих интрузивных жил субмеридионального простирания, прослеживаемых по делювиальнопролювиальным отложениям на 10-15 м по простиранию и на 1-3 м по падению. Очень редко встречаются пологозалегающие жилы. Жильные серии сосредоточены в основном в двух полосах шириной 3 и 1 км, протягивающихся более чем на 5 км через весь центральный купол плутона в верховьях рек Апапельхин и Глубокая. Дайки рассекают крупнозернистые биотитовые граниты главной фазы и порфировидные граниты дополнительной фазы. Контакты жил резкие, во многих случаях с маломощными зонками закаливания. Взаимоотношения с ранее выделенными силлами литий-фтористых циннвальдитовых гранитов [Алексеев, 2005] не наблюдались, но кварц-турмалиновые и кварц-мусковитовые метасоматиты, связанные с последними, повсеместно наложены на онгониты.

Онгониты представляют собой белые или светло-серые афанитовые породы с массивной текстурой. Часть жил имеет полосчатое строение: в их составе наблюдаются зоны обогащенные альбитом, циннвальдитом или микропорфировыми округлыми выделениями кварца. Состав онгонитов: альбит (42-54%), калиевый полевой шпат (9-21%), кварц (17-35%), циннвальдит (4,6-6,9%), топаз (3,7-6,2%), флюорит (около 1%), акцессорные минералы (до 0,1%). На фоне микрозернистой массы наблюдаются слабо различимые зерна повышенной крупности (до 0,1 мм, редко до 1,0 мм), представленные кварцем, полевыми шпатами, слюдой и топазом. При микроскопическом изучении пород отчетливо выявляются их микропорфировая структура с элементами гломеропорфировой и микропойкилитовой («снежного кома») (количество вкрапленников 10-20%) и флюидальная или полосчатая микротекстура. Структура основной массы микролитовая.

Главными петрохимическими чертами чукотских онгонитов являются высокая глиноземистость (коэффициент Шэнда А12О3/К2О+Nа2О+СаО = 1.111.22) и повышенная щелочность (K2O+Na2O = 8,059,47). Характерно преобладание натрия над калием при кларковом уровне концентрации последнего. Среди гранитоидов района онгониты выделяются своим лейкократовым характером, а от литий-фтористых гранитов заметно отличаются по характеру щелочности и глиноземистости (рис.).

Рис. Особенности химического состава гранитоидов Северного плутона и гранитов Чаунского района.

1, 2 – редкометальные гранитоиды Северного плутона: онгониты (1) и микроклин-альбитовые лейкограниты (2); 3 – биотитовые граниты чукотского комплекса (цифры на диаграмме: 1 – Певекский, 2 – Янранайский, 3 – Инрогинайский, 4 – Пырканаянский, 5 – Палянский, 6 – Пытлянский, 7 – Кукенейский массивы); 4 – гранит по Р. Дэли.

В геохимическом отношении онгониты отличаются повышенными концентрациями F, Li, Rb, Sn, Nb и пониженными – Sr и Ba (табл.). По степени редкометальности они относятся к ультраредкометальным гранитоидам [Козлов, 1985]. Элементная формула:

Be12,3 Sn12.0 Li10.2 Cs9.5 F6.9 Rb5.3 B3.1 Nb1. Таблица. Сравнительная характеристика химического состава гранитоидов Северного плутона и эталонов литий-фтористых гранитоидов Гранитоиды Куйвивеем-Пыркакайского Литий-фтористые гранитоиды Монголии Компоненты Примечание. Северный плутон: 1 – биотитовые граниты (10 проб), 2 – микроклин-альбитовые лейкограниты (7 проб), 3 – «циннвальдитовые аплиты» (6 проб); Эталоны: 4 – микроклин-альбитовый гранит, Жанчивланский массив, Монголия, 5, 6 – онгониты, Бага-Газрынские дайки, Монголия (5), Арыбулакский массив, Забайкалье (6).

Среди региональных особенностей состава описываемых пород следует отметить повышенные концентрации Be, Cs, B и необычно низкое содержание Zr. В этом отношении они напоминают калгутиты – ультраредкометальные онгониты, описанные на Алтае [Дергачёв, 1991], отличаясь от них отсутствием аномального количества фосфора, и не столь сильным накоплением цезия. Важным фактом является устойчивое накопление бора во всех разновидностях гранитоидов района. На гидротермальном этапе развития это послужило, вероятно, причиной формирования в апикальных частях плутона оловоносных турмалиновых метасоматитов. При этом структура геохимических связей редких элементов в онгонитах и турмалинитах резко различается. Минеральный и химический состав (рис., табл.), структура и текстура, а также геологическая позиция исследованных пород позволяют отнести их к онгонитам – субвулканическим аналогам гранитов литий-фтористого геохимического типа [Коваленко, 1977; Магматические…, 1987; Владимиров и др., 2007].

Исследованный район принадлежит Новосибирско-Чукотско-Бруксовской позднекиммерийской складчато-надвиговой системе (Чукотский террейн), формировавшейся начиная с позднеюрской (колымской) фазы мезозойского орогенеза в зоне конвергенции Сибирского кратона и фрагмента Гиперборейского кратона – Чукотско-Аляскинского микроконтинента [Филатова, Хаин, 2008]. Главный валанжин-альбский импульс коллизии определил формирование чешуйчато-надвиговых структур деформированного шельфового чехла континентальной окраины и сопровождался внедрением гранитоидов ВерхояноЧукотской области, традиционно объединяемых в один комплекс [Тибилов, 2005]. Это нашло отражение и в широко распространенной геотектонической схеме, согласно которой выделяют единый коллизионный комплекс гранитоидов, предшествующий формированию ОхотскоЧукотского вулканогенного пояса [Зоненшайн и др., 1990].

Выявление на Северной Чукотке онгонитов, прорывающих верхнемеловые граниты, свидетельствует о позднейших проявлениях здесь редкометального субвулканического магматизма магматизма и позднемеловой активизации Чукотского террейна в связи с глобальным Тихоокеанским орогенезом. Интенсивный спрединг в раннем-позднем мелу обусловил транспрессионное сжатие и выталкивающий эффект (ridge-pull force) по периферии Тихого океана, которые сопровождались формированием левосторонних сдвигов. Под Чукотской плитой в ранее субдуцированной литосфере Южно-Анюйского океанического бассейна возникали разрывы (slab window), в которые проникало вещество астеносферной мантии. Над слэб-зонами формировался позднемеловой редкометальный магматический комплекс с гибридными корово-мантийными характеристиками, контролируемый субмеридиональными трансформными зонами. В результате сформировались самые молодые в Азии онгонитовые субвулканические системы.

Алексеев В.И. О происхождении литий-фтористых гранитов Северного массива (Чукотка) // Записки РМО. 2005, Ч. 134. Вып. 6. С. 19-30.

Антипин В. С., Савина Е. А., Митичкин М. А. Геохимия и условия образования редкометалльных гранитов с различными фторсодержащими минералами (флюорит, топаз, криолит) // Геохимия, 2006. № 10. С. 1040-1052.

Владимиров А.Г., Анникова И.Ю., Антипин В.С. Онгонит-эльвановый магматизм Южной Сибири // Литосфера, 2007. № 4. С. 21-40.

Дергачёв В. Б. Онгониты и эльваниты // Известия АН СССР. Серия геологическая.

1991. № 10. С. 34-43.

Загрузина И.А. Позднемезозойские гранитоиды восточного побережья Чаунской губы // Тр. СВКНИИ. Вып.12. Магадан. 1965. С. 4–140.

Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. Кн. 2. М.: Недра. 1990. 336 с.

Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометальных гранитоидов. Новосибирск:

Наука. 1977. 206 с.

Козлов В.Д. Геохимия и рудоносность гранитоидов редкометальных провинций. М.:

Наука. 1985. 304 с.

Магматические горные породы / О.А. Богатиков и др. Т. 4. М.: Наука. 1987. 376 с.

Тибилов И.В. Особенности геологического развития Севера Чукотки с позиций термодинамической парадигмы эндогенных процессов. Магадан: СВНЦ. СВКНИИ ДВО РАН.

2005. 304с.

Филатова Н.И., Хаин В.Е. Развитие Верхояно-Колымской орогенной системы как результат взаимодействия смежных континентальных и океанических плит // Геотектоника, 2008. № 4. С. 18-48.

РАДИОНУКЛИДЫ В ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ВУЛКАНИТАХ КАМЧАТКИ

Институт вулканологии и сейсмологии ДВО РАН, Петропавловск-Камчатский, На Камчатке первые исследования радиоактивности были сделаны в 1936 г.

Содержание “эманаций радия” газов, из побочных прорывов Ключевского вулкана извержения 1932 г., достигало 0,6 эман. По данным Заварицкого, эманации радия в фумарольных газах вулкана Авача ~ 7 эман. [Шаврова, 1937].

Нами исследовались вулканические породы наземных действующих вулканов Камчатки. Исследованы изверженные породы и минеральные новообразования подводного вулкана Пийпа. Большая часть исследованных пород - голоценовые, четвертичные; в небольшом количестве были изучены более древние (мел-палеогеновые) породы. Кроме неизмененных пород, исследовалась радиоактивность различных гидротермально измененных пород и минеральных новообразований: опалитов, хлоридов, сульфатов. Проводились полевые измерения гамма-активности и объемной активности радона (ОАRn).

Средние содержания урана в большинстве исследованных вулканитов (порядка анализов, преимущественно гамма спектрометрическим методом) ~ 1 г/т и разнятся обычно незначительно от 1,1 до 1,6 г/т. Среднее содержание тория в вулканогенных породах большинства различных вулканов от 1,4 до 2,1 г/т. Редко в некоторых отдельных разновидностях пород содержание урана или тория (одного из компонентов) очень низкое ~ 0,1 г/т.

Содержание калия стабильно и в среднем составляет 1,3 – 1,4 вес.%. В общих чертах содержания проанализированных РАЭ (U, Th, K) обнаруживают прямую корреляцию друг с другом и с химическим составом вмещающих пород, прежде всего с калием, индикаторные отношения, прежде всего Th/U и K/U соответствуют генетическим и региональным особенностям, отмеченным ранее.

Среди пород, не подвергшиеся вторичным изменениям, содержание радиоактивных элементов (РАЭ) возрастает в ряду: некки-дайки-лавовые потоки-шлаки-бомбы (U+Th) от 1, до 3,5 г/т; урана с 0,5 до 1,6. Очевидно, возрастание содержания урана в представленном ряду фаций связано с уменьшением времени и степени дегазации. Измененные породы поверхностного формирования – метасоматиты, содержащие фториды, хлориды, сульфаты обогащены ураном до (до 2,5), при содержании тория (1,3 г/т), калия (1,2%). В кислых гидротермально измененных пропилитизированных породах с глубиной (от 20 до 400 м) содержание РАЭ возрастает: U с 1,6 до 2,2 г/т; Th с 3,8 до 6,4 г/т; K с 2,6 до 3,1 %.

Опалитизированные и глинистые породы гидротермальной фации отличаются повышенным содержанием урана (2,6), тория (4,1 г/т) и невысоким калия (до 0,8 %). Наибольшие вариации в содержании РАЭ, превышающие десятикратные, характерны для гидротермально измененных пород. Максимальные содержания урана (31 г/т) и тория (46 г/т) обнаружены в различных каолиновых глинах с Южно-Кихпинычского термального поля).

При наложении гипергенеза происходит частичный вынос РАЭ, особенно из пород прижерловой и гидротермальной фаций. Наиболее интесивно выносятся уран и калий, содержание которых может уменьшится в несколько раз. Гидротермально-измененные породы с глубин ~ 150 м характеризуются высокими содержаниями тория (5,6 г/т), калия (3,3 %) при содержании урана (2.0 г/т). Таким образом, породы всех перечисленных фаций характеризуются определенными содержаниями и соотношениями РАЭ. [Андреев и др.,2006].

Сравнительно высоким и стабильным содержанием РАЭ отличаются субщелочные глиноземистые мегаплагиафировые лавы, слагающие фундамент и отдельные плейстоценовые стратовулканы Ключевской группы. Время наибольшей интенсивности извержений мегаплагиафировых лав Ключевской группы вулканов – средний – верхний плейстцен до последнего Толбачинского извержения 1975-76 гг. По химическому составу эти лавы соответствуют субщелочным, глиноземистым базальтам и обладают сравнительно высоким содержанием (РАЭ): U –2,0 г/т; Th – 2,3 г/т; K – 1,8 %; Th/U – 1,1.

Среди вулканов, сложенных мегаплагиафировыми лавами выделяются субщелочные породы крупнейшего вулкана Юго - Западной Камчатки Большая Ипелька, отличающиеся низким, для подобных образований, расположенных в тыловой зоне островной дуги, содержанием урана –0,8 г/т. высоким содержанием тория – 2,4 г/т, калия – 1,6 вес. %, и соответственно высоким для камчатских вулканогенных пород Th/U отношением = 3,1 вдвое превышающим эту величину, приведенную ранее во многих работах предыдущих исследователей. Вулкан Большая Ипелька фиксирует крупную вспышку базальтового вулканизма в начале четвертичного цикла, характерную для вулканических зон Камчатки.

Взаимоотношения с более молодыми постройками, ледниковыми комплексами верхнееплейстоценовых оледенений и ряд других признаков позволяют определить возраст Большой Ипельки как нижнеплейстоценовый. Окончилась активная деятельность вулкана Большая Ипелька ~ 500 тыс. л. н. Этот вулкан выделяется необычайно большим диаметром основания ~ 40 км и объемом ~ 400 км3, при небольшой высоте – 1000 м [Шеймович и др., 1978]. (Для сравнения объем Ключевского вулкана = 200 км3).

Возможно, причина сравнительно низкого содержания урана и соответственно повышенного торий-уранового отношения в необычайно большом объеме этого вулкана, который ко времени окончания активной деятельности был, по крайней мере, вдвое больше.

Следовательно, становление вулканических толщ, преимущественно эффузивов шло дольше обычного. За это время уран, подвижность которого в приповерхностных условиях резко возрастает, по сравнению с торием, был в значительной мере вынесен.

Для определения содержания и распределения урана применялся метод треков индуцированного деления урана-235. Чувствительность метода до 10-8 г/т, точность анализов ~ 20 %.Высокая разрешающая способность метода позволила определить характер распределения урана в пределах площади шлифов порядка 0,01 мм2. Применение трекового метода позволило исследовать микрораспределение урана в основной массе, во вкрапленниках и на границах между кристаллами и основной массой. Исследования распределения урана проводились на современных вулканитах, образующихся в 1975-76 гг. во время извержения Южного прорыва Большого трещинного Толбачинского извержения (БТТИ), в породах различных формаций Гамченской вулкано-тектонической структуры и в метаморфических сланцах складчатого фундамента мел-палеогенового возраста.

Изверженные Южным конусом БТТИ породы были представлены мегаплагиафировыми лавами, в которых порядка 20 % объема составляли фенокристаллы плагиоклаза, среди которых выделялось 3 генерации. Мегакристаллы первой генерации размером по длинной оси до 30 мм, сильно кородированые, с внедрениями четко ограненных кристаллов второй генерации, кристаллизовались первыми. К третьей генерации относились микролиты плагиоклаза размером < 0,1 мм, рассеянные в стекловатой основной массе.

В бомбах и лавах из истоков бокк уран был распределен весьма неравномерно, что было обусловлено локальными сгущениями урана, давшими на детекторе «звездочки», где концентрация треков была более чем на два порядка выше средней. Размер таких звездочек был в пределах 0,01 мм 2, строение симметричное, от центра, где концентрация треков была наибольшей, расходились лучи, в которых плотность треков постепенно убывала. Площадь звездочек в шлифах не превышала 0,5%, доля приходящихся на них треков достигала 15%.От истоков до конечных частей наиболее длинных потоков (около 9 км), происходило постепенное разрушение звездочек и выравнивание концентрации треков. При относительно медленном, (в течение нескольких дней), остывании и дегазации лавы, сгущения постепенно рассеивались. В кристаллах плагиоклазов плотность треков (и содержание урана) было значительно меньше, чем в основной массе. На внешней границе кристаллов была заметна зона шириной ~ 0,03. [Андреев, 1979] Мы, как и ряд других исследователей, например [Адамчук и др., 1986], полагаем, что высокие содержания РАЭ большинства вулканитов связаны с обогащением магматических пород этими компонентами в периферических или промежуточных очагах. Одним из подтверждений этого тезиса являются субщелочные мегаплагиафировые лавы, гигантские мегакристаллы которых, видимо, сравнительно долго формировались в близ поверхностных камерах.

В сланцах мелового фундамента Гамченского ряда вулканов были обнаружены аномальные зоны с резко повышенной по сравнению с фоновой концентрацией треков. Эти зоны шириной в сотые и длиной в десятые доли мм соответствовали микропрожилкам обогащенным ураном (рис. 1, А). В экструзиях, реже в лавовых потоках, наблюдались аномалии, в которых плотность треков на 1—2 порядка превышала среднюю для исследуемой А) аномальное сгущение треков в урансубмикро-скопических минералах в содержащем микропрожилке, в сланцах фундамента.

породы. Размер и строение трековых аномалий Гамченского ряда вулканов были подобны сходным образованиям в базальтах Толбачинского извержения 1975—1976 гг. (рис.1, Б). При дифференциации вещества на заключительных этапах развития тектоно-магматических циклов с появлением экструзивных образований увеличивалась неравномерность микрораспределения урана.

Повышенные концентрации урана в лавах могли быть связаны с какими-то неустойчивыми в поверхностных условиях субмикроскопическими кристаллами, в которых уран мог изоморфно замещать другие элементы. В экструзих и сланцах аномальные субмикроскопические сгущения урана также были связаны с урансодержащми минералами.

Наблюдалось небольшое увеличение торий-уранового отношения в игнимбритах по сравнению с экструзивными и лавовыми образованиями близкого химического состава, связанное, возможно, с неравномерным газовым переносом урана и тория.

Проведенные исследования по распределению радиоактивных элементов в крупном долгоживущем вулканическом центре Гамченской вулкано-тектонической структуры показали, что содержание и соотношение РАЭ в породах могут быть критерием при формационном анализе отдельных вулканических аппаратов, магматических комплексов и их фаций.

Распределение РАЭ в современных изверженных породах вулкана Карымский, кальдеры Академии Наук (кратера Токарева,1996 г), Новых Толбачинских вулканов извержения 1975-76 гг., в минеральных новообразованиях этих и некоторых других действующих вулканов Камчатки показало, что в большинстве случаев характерно соотношение: Rа > U > Тh. По распределению и содержанию U и Тh андезито-дациты Карымского и базальты Новых Толбачинских вулканов близки. В изверженных в 1996 г.

породах кратера Токарева отмечаются большие вариации содержаний РАЭ. В минеральных новообразованиях (хлоридах натрия и калия, сульфатах, фторидах, опалитах, гейзеритах) содержание урана сопоставимо с неизменен-ными породами, содержание тория и калия в большинстве новообразований ниже, чем в неизмененных породах.

Радиоактивное равновесие определяется соотношением N1/1 = N2/2, где N1- число атомов материнского изотопа, 1- константа распада материнского изотопа, N2 – число атомов дочернего изотопа 2 – константа распада дочернего изотопа [Титаева, 2000].

Нарушения радиоактивного равновесия – избыток 226Rа, не подкрепленного материнским 238U в современных наземных изверженных породах и в минеральных новообразованиях, особенно во фторидах БТТИ, по нашим данным достигало трехкратной величины, в андезитах и дацитах подводного вулкана Пийпа (Берингово море), проявляющего активную фумарольную деятельность, во вмещающих андезитах и дацитах содержание 238U и 6,9 Бк/кг; 232Th – 3,09 и 4,35 Бк/кг при 226Ra – 5,5 и 8,5; 228Ra – 3,09 и 4,35 Бк/кг то есть на момент взятия проб близко к равновесному. В тоже время, во взятых с той же глубины - 500 м минеральных новообразованиях, состоящих из барита с небольшой примесью гипса и ангидрита, при содержании 238U и 232Th -1,26 и 0,41 Бк/кг, содержание 226Ra и 228Ra достигало 8430 и 2955 Бк/кг, то есть радиоактивное равновесие – отношение Ra/U и Th/U превышало равновесное в тысячи раз.

Можно полагать, что глубина подводных фумарол ~ 500 м, в условиях суши соответствует глубине 250 м, где обычно происходит образование гидротермальных месторождений РАЭ [Наумов, 1975].

Измерения и активности на фумаролах и термальных полях БТТИ показали, что объемная активность радона (ОАRn) в течение 30 лет после извержения снизилась почти до фоновых значений, близких к атмосферным и периодически поднималась до 104Бк/м3 на активизирующихся трещинах и провалах, а гамма-активность () на прогретых участках термальных полей заметно, местами втрое, возросла.

ОАRn в спонтанных газах термальных источниках кальдеры Академии Наук, приуроченных к кратеру Токарева после его извержения в 1996 г постепенно снижалась от Бк/м3 до фоновых значений, как и от 39 до 7-9 мкР/ч. В спонтанных газах Карымских бывших ранее и новых термальных источников после начала извержений в январе 1996 г и сопутствующей мощной сейсмотектонической активизации была высокая до 104 ОАRn.

Многочисленные источники локализовавались в течение первых лет извержения, ОАRn спонтанных газов снизилась до 0,6х103Бк/м3 в последние (2006 – 2008 годы). На фоне растяжения, на большей части района Карымских источников, инициировавшего активизацию старых и возникновение новых источников, происходило локальное сжатие, вызвавшее прекращение деятельности самого мощного из Карымских термальных источников, выделявшего ~ 5 м3/сек двуокиси углерода с ОАRn > 104Бк/м3.

В мае 1996 г на профиле в снежной толще в зоне сейсмотектонической активизации вблизи Карымских термальных источников была замерена ОАRn до 104 Бк/м3. В следующем 1997 г в снежной толще на том же профиле ОАRn нигде не превышала обычных для снега значений – в пределах первых десятков Бк/м3. Высокая до 106 Бк/м3 была зафиксирована в снежнике на краю Южно-Кихпинычского термального поля. [Андреев и др., 2006].

Повышенная ОАRn, обнаруженная в снегу в районе Карымских термальных источников весной 1996 г, была связана с резким увеличением эманационной способности подстилающих вулканогенно - осадочных толщ под влиянием сейсмотектонической активизации, произошедшей в начале 1996 г.

Высокая ОАRn в снежнике на краю Южно - Кихпинычского термального поля, зафиксированная в августе 1997 г происходила в условиях сейсмотектонической активизации, предшествующей Кроноцкому (декабрь 1997 г) землетрясению и увеличивающей эманационную способность пород, а также эманациями радона, поступающими из ближайших фумарол и сорбирующимися в снегу.

Адамчук Ю.В., Карпов Г.А., Максимовский В.А. и др. Содержание урана, тория и сопутствующих элементов (Pb, As, Hd, Sr) в породах и минеральных осадках действующей гидротермальной кальдеры Узон на Камчатке. М.: НИИатоминформ, 1986. 35 с.

Андреев В.И. Распределение урана в вулканических продуктах Большого трещинного Толбачинского извержения // Вулканология и сейсмология, 1979. № 6. с. 54-61.

Андреев В.И., Литасов Н.Е, Пузанков Ю.М. Радиоактивность пород базальтдацитовой и андезитовой формаций Гамченской вулкано-тектонической структуры. // Вулканология и сейсмология, 1985. № 2. С. 27-49.

Андреев В.И., Карданова О.Ф., Карпов Г.А. и др. Источники радия (226Ra) и причины вариаций объемной активности радона (OA 222Rn) в свободных газах гидротермальномагматических систем (на примере гидротермально-магматических систем, связанных с действующими вулканами Камчатки) // Вулканизм и геодинамика. Материалы III Всероссийского симпозиума по вулканологии и палеовулканологии. Т. 3. Улан-Удэ. 2006.

С. 691- 695.

Наумов Г.Б. Поведение радиоактивных элементов в гидротермальных процессах // Радиоактивные элементы в горных породах. Новосибирск: Наука, 1975. С. 155-161.

Tитаeвa Н.А. Ядерная геохимия. М.: Изд. МГУ. 2000. 336 с.

Шаврова Н.Н. Определение радиоактивности газов побочных прорывов Ключевской сопки // Бюлл. вулканолог. станции, 1937. № 2. С. 7-12.

ПАТОМСКИЙ КРАТЕР В ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ – СОВРЕМЕННЫЙ ВУЛКАН

Институт геохимии им. А.П.Виноградова СО РАН, Иркутск, e-mail: [email protected] Происхождение загадочного Патомского кратера, расположенного в Бодайбинском районе на севере Иркутской области, продолжает привлекать внимание многих исследователей.

В.В.Колпаков, открывший Патомский кратер в 1949 году при проведении геолого-съемочных работ, первым высказал гипотезу о его образовании в результате падения метеорита в этом месте Патомского нагорья [Колпаков, 1951]. Известный вулканолог С.В.Обручев, комментируя данную метеоритную гипотезу, считал, что она не применима к Патомскому кратеру, и он мог образоваться только в результате прорыва со значительных глубин газо-паровой струи в участке, ослабленном тектоническими разломами. Значительно позже Е.Ф.Малеев также относил Патомский кратер к вулканогенному образованию, представленному эруптивными или взрывными брекчиями [Малеев, 1977]. Однако А.М.Портнов [Портнов, 1962, 1993] отвергал возможное участие вулканических процессов в образовании кратера и оценивал глубину залегания в нем метеорита около 180-200 м. Более того он считает, что это тело является фрагментом Тунгусского метеорита, упавшего в Сибирской тайге 30 июня 1908 года, то есть ровно 100 лет назад. Из истории исследований нашего объекта важно также отметить, что в 1963 году Сибирская комиссия по метеоритам СО АН СССР на общественных началах направила экспедицию на Патомский кратер, которая выполнила ряд интересных комплексных исследований и пришла к убеждению о достаточной сложности процессов образования кратера.

В 2006 году была проведена экспедиция, выполнившая наиболее детальное и комплексное изучение Патомского кратера (рис. 1), в составе которой работали геологигеохимики (Институт геохимии СО РАН), геофизики (ИрГТУ) и астрономы (астрономическая обсерватория ИГУ) [Антипин и др., 2006]. По результатам этих работ впервые была составлена геологическая карта и получены данные геологических, петрографических и геохимических исследований пород кратера и его обрамления, которые позволили сделать вполне определенные выводы об условиях формирования этого загадочного конуса и легли в основу предложенной модели его происхождения [Антипин, Федоров, 2008].

Геологическое строение и вещественный состав пород кратера.

Полученные во время нашей экспедиции группой астрономов размерные характеристики конуса показали несколько иные параметры по сравнению с таковыми, измеренными В.В. Колпаковым полвека назад. Размеры основания конуса в проекции на горизонтальную плоскость составили примерно150-160 на 120-130 м. Диаметр кольцевого вала, окаймляющего воронку, равен 80 м, а ее глубина – порядка 12-15 м. При этом диаметр основания центральной горки кратера составляет в настоящее время около 34 м. В целом установлено, что максимальный перепад высот на кольцевом валу – до 15 м, а высота вала над склоном сопки меняется от 10-12 до 35-38 м. Различия в размерных характеристиках конуса, измеренных в 1949 и 2006 годах, свидетельствуют о заметном воздействии на слагающие его горные породы процессов выветривания и постепенного разрушения кратера, что приводило к соответствующему увеличению протяженности осыпи вниз по склону и возможному проседанию кольцевого вала.

При составлении геологической карты Патомского кратера установлено его зональное внутреннее строение и определен состав пород насыпного конуса. Неоднородное строение кратера проявляется в отчетливо выраженной зональности и последовательном чередовании его главных структурных элементов: 1) внешний склон конуса, 2) кольцевой вал, 3) кольцевой ров и 4) центральная горка. Кратер расположен среди терригенно-карбонатных пород мариинской свиты протерозоя и представляет собой насыпной конус, сложенный преимущественно известняками, но на нем встречаются и другие породы: песчаники, метаморфизованные сланцы, полевошпат-карбонатные (иногда с мусковитом) и кварцевые жилы. Отмечаются также и более глубинные метаморфизованные кварцитовидные песчаники, не характерные для пород вмещающей толщи. Перечисленные породы занимают вполне определенное положение в пределах отдельных зон кратера. Установлено, что наиболее возвышенная его часть кольцевой вал разделен неглубоким понижением в рельефе на две части, которые формировались в разное время. На раннем этапе образовался внутренний кольцевой вал, сложенный сильно выветрелыми пластинчатыми, легко рассыпающимися серыми известняками, в которых отмечаются жилы молочно-белого кварца. Именно в этой части среди известняков встречаются единичные глыбы метаморфизованных сланцев и кварцевых песчаников, а дресва этих карбонатных и терригенных пород часто покрыта мхом и на них растут отдельные лиственницы. Внешний кольцевой вал, в отличие от внутренней его части, не содержит глыб терригенных пород и сложен темно-серыми массивными кристаллическими известняками, практически слабо подвергшихся процессам выветривания, на которых отсутствуют мох и деревья. На основании этих признаков уверенно можно утверждать, что внешняя часть кольцевого вала является более поздним образованием.

Становление Патомского кратера, по-видимому, завершилось формированием центральной горки, которая в районе ее вершины представлена массивными кристаллическими известняками, подвергшимися процессам выветривания в наименьшей степени. Кольцевой ров, разделяющий двойной кольцевой вал и центральную горку, сложен разнородными известняками, песчаниками, сланцами и эти породы прорваны серий кварц-полевошпаткарбонатных жил.