Особенности седиментации, реконструкция мезозойских осадочных бассейнов Восточной Арктики и их связь с изменением геодинамических режимов является одной из наиболее важных и дискуссионных проблем. Цитологические исследования позволяют восстанавливать палеогеографические условия и типы источников сноса терригенных пород. Основным объектом изучения являются осадочные отложения Анюйско-(Новосибирско-)-Чукотской складчатой системы, которая сформировалась в результате коллизии Евразии и микроконтинента Чукотка - Арктическая Аляска и закрытия Южно-Анюйского океанического бассейна в раннем мелу [Соколов и др., 2001; Grantz et al., 1990 и др.]. Вдоль северной окраины Южно-Анюйского палеоокеанического бассейна располагался Чукотский микроконтинент, который в современной структуре представлен Чукотским террейном пассивной континентальной окраины. В составе террейна выделяются Чаунский и Анюйский субтеррейны [Селавинский, 1979; Парфенов, 1984; Nockleberg et al., 1998]. Предметом настоящего исследования являются осадочные комплексы Анюйского субтеррейна.

Для осадочных пород Анюйского субтеррейна установлен возраст от триаса (перми?) до нижнего мела, хотя стратиграфическое обоснование осадочных комплексов различно [Стратиграфия…, 1989; Бычков, 1994; Тибилов и Черепанова, 2001]. Поэтому до сих пор проблема стратиграфического возраста некоторых осадочных толщ остается нерешенной. Фаунистически не доказан пермский возраст, хотя он предполагается рядом исследователей [Тильман и Сосунов, 1960; Гельман, 1963]. Как правило, мало фаунистических остатков содержат и триасовые отложения, их возраст определяется на основании литологического сходства с редкими разрезами, в которых обнаружена макрофауна. Они представлены тремя терригенными комплексами: нижне-среднетриасовым, верхнетриасовыми карнийским и норийским.

Также существует проблема с датированием юрско-меловых отложений. Нижне- и среднеюрские отложения в регионе фаунистически доказаны только в небольших блоках. Они представлены толщей глинистых и алевроглинистых сланцев. Верхнеюрские (нетпнейвеемская свита, титон) отложения имеют большее распространение, в основании сложены пачками песчано-глинистых сланцев с прослоями полимиктовых песчаников и характеризуются большим количеством органики. В верхней части доминируют вулканогенные и вулканоосадочные отложения. Для нижнего мела установлено две свиты, распространенные в Раучуанской впадине и в обрамлении Чаунской губы. Отложения нижней, утувеемской (берриас- или берриас - низы валанжина), представлены в основном аргиллитами с небольшими пачками тонкозернистых алевропесчаников. Верхняя часть, погынденская свита (валанжин), представлена массивными песчаниками, иногда чередующимися с аргиллитами или алевроаргиллитами, в песчаниках часты обломки аргиллитов.

Литологические исследования мезозойских осадочных отложений Анюйского террейна, развитых в разных ландшафтных зонах, позволяют в триасе предполагать единый палеобассейн, в пределах которого накапливались осадочные комплексы большой мощности. Их образование было связано с крупной речной системой, выносящей в бассейн огромные массы терригенной кластики. В результате происходила проградация шельфа в сторону глубоководья. Минеральный состав песчаников граувакковый и представлен ассоциацией устойчивых минералов. Источником сноса для триасовых отложений служил единый метаморфический комплекс, продукты размыва которого накапливались практически на всей морской территории Чукотского микроконтинента. Эволюция состава породообразующих компонентов указывает на последовательный размыв метаморфических пород от низких к более глубоким ступеням метаморфизма. На это же указывает анализ химического состава обломочных слюд, слагающих триасовые породы.

Перекрывающие юрско-меловые отложения характеризуются незрелым осадочным материалом, в песчаниках часто отмечаются обломки аргиллитов и чрезвычайно высокое содержание полевых шпатов. Согласно анализу опубликованных данных, в Раучуанской впадине наблюдаются две литологически весьма сходные разновозрастные свиты, с преобладанием аркозовых песчаников [Паракецов и Городинский, 1966]. Одна из них считается верхнеюрской (мощность до 2000 м ), другая - валанжинской (нижнемеловой), мощностью от 700 до 1200 м . По минеральному составу песчаники юрско-мелового возраста представлены аркозами, источником сноса для них служили комплексы гранитоидных пород, местоположение которых до сих пор проблематично. Аркозовые песчаники были сформированы главным образом автокинетическими потоками. Химические составы породообразующих компонентов (таких, как обломочные слюды и полевые шпаты) из одновозрастных образцов разных разрезов, формируют более-менее отдельные поля на дискриминационных диаграммах, что может свидетельствовать о существовании однотипных, но изолированных источников сноса для отложений юрско-мелового возраста. Кроме того, наблюдается различие между составом слюд верхней юры и нижнего мела.

Из обзора известных местонахождений аркозовых песчаников следует [Петтиджон и др., 1976], что их накопление можно ожидать только в локальных бассейнах, где обломочный материал накапливался в результате размыва воздымающегося и подвергающегося денудации блока гранитного или гранито-гнейсового состава. В связи с этим можно предположить, что при накоплении юрско-меловых осадочных толщ происходили быстрый подъем и эрозия пород источников сноса.

Геохронологическими и структурными методами установлено, что в конце триаса (около 200 млн. лет) произошли деформации, предшествовавшие коллизионному этапу и приведшие к формированию поднятия (палеогорста) на периферии шельфа Чукотского микроконтинента [Тильман, 1958; Тучкова и др.. 2007]. Деформации, связанные с коллизионной историей развития региона, датируются как неоком-апт [Соколов и др., 2001; Бондаренко, 2004]. Следовательно, синхронно с проявлением деформаций и начиная с раннеюрского времени, структурная перестройка в регионе приводила к воздыманию отдельных блоков, их размыву, сносу и быстрому захоронению обломочного материала в условиях сильно расчлененного рельефа.

Выводы. В триасовое время источником кластики для осадочных пород служил метаморфический комплекс, продукты размыва которого накапливались практически на всей территории Чукотского микроконтинента. При накоплении отложений юрско-мелового возраста существовали локальные бассейны или прогибающиеся участки, к которым примыкала суша, имеющая рельеф с большими перепадами высот.

Работа выполнена при поддержке ОНЗ-14 РАН; РФФИ, проект № 08-05-00547, НШ 3172.2008.5 «Тектоника и геодинамика океана и активных континентальных окраин».

Литература

1. Бондаренко Г.Е. Тектоника и геодинамическая эволюция мезозоид северного обрамления Тихого океана // Автореф. дис.... д-ра геол.-минерал. наук. М., 2004. 45 с.

2. Бычков Ю.М. Структурно-фациальная зональность и биостратиграфия триаса Чукотки. Магадан: СВНЦ ДВО РАН, 1994. 53 с.

3. Гельман М.Л. Триасовая диабазовая формация Анюйской зоны (Чукотка) // Геология и геофизика. 1963. № 2. С. 127-134.

4. Паракецов К.В., Городинский М.Е. К вопросу о возрасте аркозовых песчаников в районе Чаунской губы // Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Вып. 19. 1966. С. 56-62.

5. Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги в мезозоидах северо-востока Азии. Новосибирск, 1984. 192 с

6. Петтиджон Ф., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. М.: Мир, 1976. 535 с.

7. Сеславинский К.Б. Южно-Анюйская сутура (Западная Чукотка) // Докл. АН СССР. 1979. Т. 249, №5. С. 1181-1185.

8. Соколов С.Д., Бондаренко Г.Е., Морозов О.Л. и др. Покровная тектоника Южно-Анюйской сутуры (Западная Чукотка) // Докл. РАН. 2001. Т. 376, № 1. С. 80-84.

9. Стратиграфия и фауна верхнеюрских и нижнемеловых отложений Северо-Востока СССР / Сост. К.В. Паракецов, Г.И. Паракецова. М.: Недра, 1989. 298 с.

10. Тибилов И.В., Черепанова И.Ю. Геология севера Чукотки - современное состояние и проблемы. М.: ГЕОС, 2001. 95 с.

11. Тильман С.М. Тектоническое строение Приколымья // Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Магадан: Магадан, кн. изд-во, 1958. №13. С. 23-34.

12. Тильман С.М., Сосунов Г.М. Некоторые особенности развития Чукотской геосинклинальной зоны в нижнем триасе // Докл. АН СССР. 1960. Т. 130., № 4. С. 834-837.

13. 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.

14. Grantz A., May S.D., Hart P.E. Geology of Arctic continental margin of Alaska // The Arctic Ocean region / A. Grantz, L. Johnson, J.F. Sweeney (Eds.). Boulder , Colorado , Geol. Soc. Amer.: The Geology of North America . 1990. V. 50. P. 257-288.

15. Nockleberg W.J., Parfenov L.M., Monger J.W.H. et al. Phanerozoic tectonic evolution of the Circum-North Pacific // USGS open-file report N 98-754. 1998. 125 p.