Основными тектоническими элементами Западной Чукотки являются Алазейско-Олойская, Южно-Анюйская и Анюйско-Чукотская складчатые системы, которые образовались в результате коллизии структур активной окраины Северо-Азиатского континента и Чукотского микроконтинента [Парфенов, 1984; Зоненшайн и др., 1990; Соколов, 2007]. Южно-Анюйская складчатая система, разделяющая эти структуры, рассматривается как шовная зона, образовавшаяся в процессе закрытия океанического бассейна [Сеславинский, 1979; Натальин, 1984; Sokolov et al, 2002]. В результате коллизии континент-микроконтинент сформировался крупный ороген со структурами северной и южной вергентности, осложненными сдвиговыми деформациями [Соколов и др., 2001; Бондаренко, 2004].

В пределах Анюйско-Чукотской складчатой системы принято выделять несколько поднятий, в которых обнажаются наиболее древние отложения: кристаллический фундамент и палеозойский чехол Чукотского микроконтинента, который рассматривается как часть Гипербореи [Тильман, 1973], Арктиды [Зоненшайн и др., 1990] или Чукотско-Аляскинской микроплиты [Grantz et al., 1991]. Первоначально поднятия выделялись как горстообразные выступы, в которых вскрыты палеозойские отложения чехла докембрийского массива [Тильман, 1973; Садовский, 1970]. Позднее они стали рассматриваться как гранитно-метаморфические купола [Гельман, 1996; Berins Strait…, 1997; Бондаренко и Лучицкая, 2003].

На Восточной Чукотке были выделены купола Кооленьский, Нешкан и Сенявинский. Детальные структурно-геохронологические исследования позволили установить связь деформаций и метаморфизма, которые происходили в интервале 108-94 млн. лет [Berins Strait…, 1997].

На Западной Чукотке к северу от г. Билибино расположено Алярмаутское поднятие, которое прослеживается с юга на север на протяжении более 120 км . Общее направление структуры дискордантно к преобладающим СЗ простираниям тектонических элементов. В пределах поднятия обнажаются PZ-T отложения: D₃-C₁ - кристаллические сланцы, кварц-полевошпатовые песчаники, кварциты, мраморы видимой мощностью около 700 м [Садовский, 1970]; С₁ - мраморизованные известняки, кварц-полевошпатовые метапесчаники, кварциты, амфибол-пироксеновые кристаллические сланцы. Последние являются метаморфизованными диабазами. В известняках найдены остатки кораллов, которые свидетельствуют о C₁t-v возрасте отложений [Садовский, 1970]. Триасовые отложения представлены терригенными породами с турбидитами, накапливавшимися на шельфе, континентальном склоне и подножие [Тучкова и др., 2007].

Метаморфизм проявлен в амфиболитовой и зеленосланцевой фациях. Он рассматривался как регионально-контактовый с последовательной сменой гранат-амфиболитовой, эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций [Гельман, 1996] или как первоначально региональный, затем контактовый (Г.М. Сосунов, 1956). Максимальная оценка температуры и давления составляет 660ºС и 5 кбар. Эти условия приближаются к минимуму для выплавления гранитной эвтектики, что обусловило появление мигматитов.

Интенсивность деформаций палеозойских пород возрастает на границе с отложениями триаса [Садовский, 1970]; отмечались чешуи PZ пород в нижнем течении р. Люпвеем, что позднее подтвердилось в западной части купола, где чешуи разделены несколькими горизонтами бластомилонитов [Бондаренко и Лучицкая, 2003].

В пределах Алярмаутского поднятия, которое рассматривается как гранитно-метаморфический купол, изучены гранитоиды крупного Люпвеемского массива (центральная часть поднятия), Быстринского массива (юго-восточная часть), небольших массивов Койвель и Келильвун. Раннемеловой возраст гранитоидов устанавливался по соотношению с эффузивами и К-Ar датировкам в интервале 123-100 млн. лет [Гельман, 1996; Жуланова и др., 2007]. Недавно U-Pb методом (SHRIMP-RG) по цирконам были получены данные, укладывающиеся в интервал 117-112 млн. лет [Катков и др., 2007]. Анализы ядер некоторых зерен из гранодиоритов Люпвеемского массива указывают на докембрийский возраст протолита (717, 1070,4 и 1581,5 млн. лет) [Катков и др., 2007]. ⁴⁰Ar/³⁹Ar возраст синметаморфического биотита варьирует от 108 до 103 млн. лет [Катков и др., 2007].

Интрузивные породы Алярмаутского поднятия представлены широким спектром пород: диоритами, Q-диоритами, Q-монцодиоритами, гранодиоритами, тоналитами, гранитами. Гранодиориты и граниты содержат включения с более мелкозернистой структурой и более меланократового состава, представленные монцонитами и кварцевыми монцонитами.

Содержания SiO₂ в породах Алярмаутского поднятия варьируют от 58,55 % в диоритах до 71,30 % в гранитах, во включениях - от 54,60 % в монцонитах до 61,89 % в кварцевых монцонитах. По соотношению SiO₂ - K₂O+Na₂O среди них выделяются породы нормального и субщелочного ряда; K₂O - SiO₂ - высококалиевой известково-щелочной и шошонитовой серий. Гранитоиды являются преимущественно метаглиноземистыми породами (ASI < 1,0).

Хондрит-нормализованные спектры распределения РЗЭ пород среднего состава Алярмаутского поднятия характеризуются обогащением в легкой и обеднением в тяжелой частях спектра; слабо выражена отрицательная Eu-аномалия (La_N/Yb_N=8,42-15,69; Eu/Eu*=0,66-0,94). Для спектров РЗЭ гранодиоритов и гранитов характерны большее обогащение в легкой части и обеднение в тяжелой, а также более глубокая отрицательная Eu-аномалия (La_N/Yb_N= 11,48-45,6; Eu/Eu*=0,47-0,81). Спектры РЗЭ монцонитов из включений в гранитах и гранодиоритах сходны с таковыми вмещающих пород. Спектры РЗЭ пород среднего состава и гранодиоритов хорошо сопоставляются с таковыми пород К₂ плутона Киглуаик, локализованного в ядерной части одноименного гнейсового купола п-ова Сьюард, Аляска [Amato & Wright, 1997], а также K_1-2 гранитоидов Чаунской складчатой зоны [Тихомиров и Лучицкая, 2006].

Спайдерграммы пород, слагающих Алярмаутское поднятие, а также пород включений характеризуются сходным типом распределения с обогащением крупноионными литофильными элементами и легкими РЗЭ, минимумами по Nb, Sr, P, Ti. Эти черты характерны для магматитов надсубдукционного генезиса.

На диаграмме F₁-F₂ [Великославинский, 2003], разделяющей гранитоиды по геодинамическим обстановкам формирования, точки составов гранитоидов располагаются в поле коллизионных гранитов; на диаграмме Rb-Y+Nb - вдоль границы полей синколлизионных гранитов и гранитов вулканических дуг, но внутри поля постколлизионных гранитов [Pearce, 1996].

Геохронологические и структурные данные указывают на тесную временную связь магматизма, метаморфизма и деформаций [Катков и др., 2007], сопровождавших формирование купольной структуры. Структурные данные также указывают на формирование купола двумя сопряженными региональными сдвигами. Сдвиговые деформации завершающего этапа коллизии [Sokolov et al., 2002; Бондаренко, 2004] могли вызвать локальные зоны растяжения. Интрузивные контакты изученных гранитоидных массивов с уже деформированными вмещающими отложениями свидетельствуют об их постколлизионном происхождении.

Широкий петрографический спектр гранитоидов, наличие роговой обманки и биотита в кислых разностях, умеренная глиноземистость, соотношение К₂О и SiO₂, составы биотитов позволяют отнести их к высококалиевым гранитам I-типа.

Появление гранитов I-типа в постколлизионной обстановке связывают с коровым анатексисом под воздействием горячей астеносферной мантии вследствие деламинации нижних частей литосферы. При этом имеют место процессы механического смешения магм разного состава (mingling), ассимиляции, фракционной кристаллизации.

В тектоническом сценарии [Sokolov et al., 2002; Бондаренко, 2004] помимо доминирующего процесса погружения края Чукотского микроконтинента под структуры активной окраины Северо-Азиатского кратона, следует допускать отрыв слэба или деламинацию литосферной мантии, которые могли способствовать поступлению тепла, необходимого для выплавления гранитной магмы. Об этом может также свидетельствовать широкое проявление апт-альбского вулканизма, нередко локализованного в постколлизионных структурах растяжения.

Соотношения петрогенных окислов в гранитоидах показывают, что составы наиболее основных их разностей располагаются в полях расплавов, полученных при частичном плавлении амфиболитов, а составы гранодиоритов, гранитов - в области перекрытия полей расплавов, полученных при частичном плавлении метаграувакк и дацитов, тоналитов. На гетерогенность состава источника гранитоидов или разную степень контаминации магм древним коровым материалом указывают и Nd-Sr изотопные данные. Это выражается в значительном разбросе величин εNd(Т) и ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в гранитоидах.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты №№ 07-05-00255, 08-05-00547), ведущей научной школы НШ-3172.2008.5, Программ фундаментальных исследований ОНЗ РАН 6.

Литература

1. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. Новосибирск, 1984. 192 с.

2. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Кн. 2. 334 с.

3. Соколов С.Д. Классификация и иерархия складчатых сооружений // М.В. Муратов - учёный и педагог. М: ГЕОС, 2007. С. 71-100.

4. Сеславинский К.Б. Южно-Анюйская шовная зона (Западная Чукотка) // Докл. АН СССР. 1979. Т. 249. С. 1181-1185.

5. Натальин Б.А. Раннемезозойские эвгеосинклинальные системы в северной части Циркум-Пацифики. М.: Наука, 1984. 136 с.

6. Sokolov S.D., Bondarenko G.Ye., Morozov O.L. et al. The South Anyui Suture, NE Arctic Russia: facts and problems. Tectonic Evolution of the Bering Shelf-Chukchi Sea-Arctic Margin and Adjacent Landmasses // Geol. Soc. Amer. Spec. Paper. 2002. V. 360. P. 209-224.

7. Соколов С.Д., Бондаренко Г.Е., Морозов О.Л., Лучицкая М.В. Тектоника зоны сочленения Верхояно-Чукотской и Корякско-Камчатской складчатых областей // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2001. Т. 76, вып. 6. С. 24-37.

8. Бондаренко Г.Е. Тектоника и геодинамическая эволюция мезозоид северного обрамления Тихого океана. М.: Изд-во МГУ, 2004. 46 с.

9. Тильман С.М. Сравнительная тектоника мезозоид севера Тихоокеанского кольца. Новосибирск: Наука, 1973. 325 с.

10. Grantz A., Moore Т.Е., Roeske S.M. Gulf of Alaska to Arctic Ocean: Geological Society of America Continental-Ocean Transect A-3. Scale 1:500 000. Menlo Park : California , 1991.72 р.

11. Садовский А.И. Геологическая карта СССР масштаба 1:200 000. Серия Анюйско-Чаунская. Лист R-58-XXVII, XXVIII. Объяснительная записка / Ред. М.Л. Гельман. Л.: ВСЕГЕИ, 1970. 84 с.

12. Гельман М.Л. Фанерозойские гранитно-метаморфические купола на северо-востоке России. Ст. 2: Магматизм, метаморфизм и мигматизация в позднемезозойских куполах // Тихоокеанская геология. 1996. Т. 15. № 1. С. 84-93.

13. Bering Strait Geologic Field Party, Koolen metamorphic complex, NE Russia: implications for the tectonic evolution of the Bering Strait region // Tectonics. 1997. V. 16, №5. P. 713-729.

14. Бондаренко Г.Е., Лучицкая М.В. Мезозойская тектоническая эволюция Алярмаутского поднятия // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2003. Т. 98. Вып. 3. С. 25–37.

15. Тучкова М.И., Бондаренко Г.Е., Буякайте М.И. и др. Структурно-литологические и геохронологические индикаторы деформаций Чукотского микроконтинента // Геотектоника. 2007. № 5. С. 76-96.

16. Жуланова И.Л., Русакова Т.Б., Котляр И.Н. Геохронология и геохронометрия эндогенных событий в мезозойской истории Северо-Востока Азии. М.: Наука, 2007. 358 с.

17. Катков С.М., Стриклэнд А., Миллер Э.Л. О возрасте гранитных интрузий Анюйско-Чукотской складчатой системы // Докл. РАН. 2007. Т. 214, №4. С. 515-518.

18. Amato J.M., Wright J.E. Potassic mafic magmatism in the Kigluaik gneiss dome, northern Alaska : a geochemical study of arc magmatism in an extensional tectonic setting // J. Geophys. Res. 1997. V. 102. № B4. P. 8065-8084.

19. Тихомиров П.Л., Лучицкая М.В. Меловые гранитоиды Северо-Востока Азии. Ст. 1: Геология, петрография и геохимия // Вестн. МГУ. 2006. № 5. С. 13-20.

20. Великославинский С.Д. Геохимическая типизация кислых магматических пород ведущих геодинамических обстановок // Петрология. 2003. Т. 11, № 4. С. 363-380.

21. Pearce J.A. Sources and settings of granitic rocks // Episodes. 1996. V. 19. № 4. P. 120-125.