Беринговский субтеррейн

Беринговский субтеррейн объединяет (см. рис. 4.24) интенсивно дислоцированные метаморфические образования и отложения палеозоя полуостровов Чукотский и Сьюард (Аляска, США). На сходство геологического строения полуостровов, разделенных неглубоким Беринговым проливом, еще в 1901 г. обратил внимание К.И. Богданович в «Очерках Чукотского полуострова». В совместных российско-американских работах последнего десятилетия XX в.-начале нынешнего это сходство находит все большее подтверждение (Akinin, Calvert, 2002; Geology Structure..., 2002; Natal'in et al., 1999). На геологической карте шельфа Берингова и Чукотского морей и тектоно-стратиграфических террейнов прилегающей суши (GeologR Structure., 2002) плуострова Чукотский и Сьюард объединены в террейн Колдфут. Связующим звеном между западной частью Беринговского субтеррейна и Чаунским субтеррейном служат нижнетриасовые терригенные отложения амгуэмской свиты, прослеживающиеся от побережья Мечигменского залива на востоке до междуречья Вельмай-Амгуэма на западе, с угловым несогласием и размывом залегающие на более древних толщах (Бычков, 1994).

Регионально-метаморфизованные породы зеленосланцевой фации, различных субфаций амфиболитовой и локально гранулитовой фаций обнажены на большой площади на севере Чукотского полуострова в Уэленском поднятии. Значительно меньшие выходы аналогичных пород установлены на юго-востоке полуострова. Небольшие выходы метаморфических пород, от десятка до первых квадратных километров, встречаются также в юго-западной части полуострова среди позднемеловых вулканитов или амгуэмской свиты.

Метаморфические породы Чукотского полуострова традиционно относятся к докембрию. Породы эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций на основании сопоставления с метаморфическими комплексами других регионов, а также по данным K-Ar и Rb-Sr возраста считаются верхнеархейскими (Шульдинер, Недомолкин, 1976; Жуланова, 1990; Котляр и др., 2001), а некоторые толщи, метаморфизованные в зеленосланцевой фации, - верхнедокембрийскими (Иванов, 1995; Крюков, 1977).

В Уэленском поднятии метаморфические породы эпидот-амфиболитовой, амфиболитовой и локально гранулитовой фации слагают крупный (более 3000 км²) Кооленьский купол (Шульдинер, Недомолкин, 1976; Akinin, Calvert, 2002; Geology Structure..., 2002; Natal'in et al., 1999; Жуланова, 1990), в ядре которого обнажены гранито-гнейсы и биотитовые гнейсы с подчиненными биотитовыми и роговообманково-биотитовыми сланцами (до 2,5 км), выделяемые в эттельхвылеутскую серию, а по периферии - разнообразные кристаллические сланцы, амфиболиты и мраморы, образующие лаврентьевскую серию, мощность которой 5-10 тыс. м. Лаврентьевская серия состоит из трех-пяти крупных ритмов, в которых метаосадочные, преимущественно глиноземистые, породы сменяются вверх карбонатными (Шульдинер, Недомолкин, 1976). Лаврентьевская серия вмещает небольшие тела метаморфизованных ультрамафитов. Амфиболиты - метаморфизованные изверженные породы основного состава, а протолитом кварцитов и кварц-графитовых сланцев были кремнистые породы (Шульдинер, Недомолкин, 1976; Akinin, 1995). Rb-Sr возраст пород Кооленьского купола от 2565±150 млн до 764±41 млн лет (Котляр и др., 2001), но некоторыми авторами он ставится под сомнение (Akinin, Calvert, 2002). По некоторым Ar-Ar датировкам пик метаморфизма при формировании Кооленьского купола был перед 104 млн лет, а декомпрессия и эксгумация произошли в интервале 104-84 млн лет (Akinin, Calvert, 2002; Geologk Structure., 2002).

К западу от Кооленьского купола находится еще один ареал распространения пород эттельхвылеутской и лаврентьевской серий, обнаженных намного хуже. Он также рассматривается как купол (Шульдинер, Недомолкин, 1976; Жуланова, 1990), хотя его структура отнюдь не очевидна. То же самое относится и к Сенявинскому выступу, имеющему в целом северо-западную ориентировку. Породы, обнаженные здесь, объединяются в пенкигнейскую серию (до 5600 м), во многом сходную с лаврентьевской. Здесь также известны метаморфизованные ультрамафиты (Akinin, 1995).

В ядре Кооленьского купола по данным Rb-Sr изохронного метода (Котляр и др., 2001; Жуланова, 1990) и U-Pb метода по цирконам (Natal'in et al., 1999) присутствуют ортогнейсы с возрастом соответственно 395±24 млн, 369,6±1,2 млн и 374,8±0,5 млн лет, указывающие на внедрение их в девоне, скорее всего позднем. Кооленьский купол, Нешканский и Сенявинский выступы прорваны многочисленными крупными телами гранитоидов, возраст которых по данным K-Ar определений по валовым пробам соответствует второй половине раннего мела и позднему мелу.

К верхнему докембрию в Уэленском поднятии отнесена толща (1000-1400 м) интенсивно дислоцированных мелко- и тонкозернистых кварц-хлоритовых, кварц-хлорит-биотитовых, хлорит-кварцевых, кварц-хлорит-мусковитовых, иногда с гранатом, сланцев, рассланцованных алевролитов, слюдистых и известковистых мелкозернистых песчаников и тонкозернистых мраморизованных известняков, содержащих прослои порфиритоидов и апобазальтовых сланцев, выходы которой обрамляют с востока Нешканский выступ высокометаморфизованных пород (Иванов, 1995; Крюков, 1977). Толща в целом погружается к востоку и юго-востоку и на побережье Чукотского моря тектонически подстилает известняки верхнего ордовика. Метаосадочные породы зеленосланцевой фации, не содержащие фауны, но считающиеся девонскими, распространены еще в ряде участков по северной периферии Кооленьского купола.

Палеозойский разрез Чукотского полуострова охватывает стратиграфический интервал от среднего ордовика по нижний, возможно средний, карбон (Борзаковский, Романова, 1968; Недомолкин, 1982; Орадовская, Обут, 1977; Романова, Жукова, 1970). Наиболее полно он представлен на севере Уэленского поднятия между Кооленьским куполом и берегом Чукотского моря. Нижнепалеозойская часть разреза, от среднего ордовика по нижний девон, обнажена на левобережье среднего и нижнего течения р. Чегитунь и ограничена разломами. Внизу разреза залегают доломитизированные известняки и доломиты, сменяющиеся органогенными, пелитоморфными известняками и мергелями с остатками брахиопод, гастропод, трилобитов и иглокожих среднего ордовика (до 540 м). Верхний ордовик - известняки, в том числе рифов с ископаемыми кораллами, брахиоподами и гастроподами (240 м), сменяется плитчатыми известняками и глинисто-известковистыми сланцами с граптолитами нижнего силура (70 м). К верхнему силуру отнесены массивные доломиты и доломитизированные известняки (315 м), перекрытые доломитизированными и битуминозными строматопоровыми известняками нижнего девона (250 м) (Орадовская, Обут, 1977). Более высокие горизонты среднего девона фрагментарно известны на левобережье р. Чегитунь и широко распространены на ее правобережье в нижнем течении и далее к востоку на побережье Чукотского моря. Граница между нижним и средним девоном проходит внутри единой толщи коралловых известняков мощностью до 100 м (Недомолкин, 1982). Эйфельский ярус (1400-1600 м) с ископаемой фауной брахиопод и кораллов представлен переслаиванием серых и черных битуминозных известняков углисто-кремнистых и углисто-глинистых сланцев, часто филлитизированных, количество которых возрастает к востоку и юго-востоку (Борзаковский, Романова, 1968; Недомолкин, 1982). Живетские известняки - массивные биокластические и тонкослоистые битуминозные, содержащие остатки кораллов и брахиопод - надстраивают эйфельские отложения. С известняками переслаиваются пачки углисто-глинистых и известково-глинистых, иногда пестроокрашенных сланцев, количество которых увеличивается вверх по разрезу. Мощность живетских отложений составляет 400-450 м (Борзаковский, Романова, 1968; Недомолкин, 1982).

Нижнекаменноугольные отложения на севере тяготеют к восточной части Уэленского поднятия и, по-видимому, несогласно залегают на живетских. В основании - известняки (100-250 м) с остатками кораллов и фораминифер визейского яруса, сменяющиеся кверху (200-250 м) чередованием алевролитов, глинисто-известковых сланцев и известняков с прослоями мелкозернистых песчаников, количество которых растет вверх по разрезу. Верхнюю часть нижнекаменноугольного разреза (до 450 м) образует «немая» толща аркозовых и кварцево-слюдистых песчаников, переслаивающихся с углистыми, углисто-глинистыми сланцами и алевролитами и изредка известняками; в верхней части толщи начинают преобладать тонкообломочные породы (Борзаковский, Романова, 1968; Недомолкин, 1982).

Палеозой севера Уэленского поднятия смят в пологие брахиформные складки с северным и северо-восточным простираниями осей, осложненные местами более мелкими складками, и разбит многочисленными крутопадающими разломами на блоки, сложенные фрагментами палеозойского разреза, восстанавливающегося на основании ископаемой фауны.

Палеозойские отложения в средней и южной частях полуострова обнажены фрагментарно и, как правило, метаморфизованы. Они представлены мраморизованными известняками и сланцами и охарактеризованы редкими остатками организмов среднего девона и раннего карбона (Романова, Жукова, 1970), в целом они сходны со средним палеозоем севера полуострова.

Нижнетриасовые отложения (амгуэмская свита) распространены в центральной части полуострова (Колючинско-Мечигменский прогиб) и юго-западной части, где обнажены локально в поднятиях среди вулканитов Чукотской ветви Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса. Северной границей распространения амгуэмской свиты служит разлом северо-западного простирания, контролирующий размещение неогеновых базальтов и ограничивающий с юга Кооленьский купол и Нешканский выступ метаморфических пород.

В основании амгуэмской свиты на Чукотском полуострове предполагается крупное несогласие (Бычков, 1994). Свита сложена мелкозернистыми полимиктовыми известковистыми песчаниками, доминирующими в ее средней части, алевролитами и глинистыми, реже углисто-глинистыми сланцами, иногда образующими ритмичное переслаивание. Характерны песчано-глинистые стяжения, растительный детрит и иногда углефицированные остатки растений, внутриформационные конгломераты с гальками песчаников, алевролитов и сланцев. В обломочной части песчаников наряду с преобладающим кварцем и полевыми шпатами присутствуют биотит, сфен, циркон, турмалин и обломки пород: слюдистые и глинистые сланцы, кварциты, мраморы, роговики и пегматиты (Крюков, 1980; Романова, Жукова, 1980). Возраст амгуэмской свиты обосновывается редкими остатками раннетриасовых посидоний, флоры, спор и пыльцы триаса (Бычков, 1994). Амгуэмская свита вмещает много пластовых и лакколитообразных тел габбро-диабазов и габброидов, K-Ar возраст которых 233-218 млн лет (В.А. Казинский, 1999 г.). Мощность свиты 1000-2000 м. В западном направлении разрез триаса Чукотского террейна наращивается вниз и вверх (Бычков, 1994). Мезозойский разрез Беринговского субтеррейна завершают отложения от верхов верхней юры (волжский ярус) до нижней части нижнего мела (нижняя часть неокома), охарактеризованные в большинстве случаев остатками бухий и распространенные по южной его периферии и в отдельных впадинах на севере континентальной части. На Чукотском полуострове верхнеюрские-нижнемеловые отложения установлены на севере, по берегам Колючинской губы, и на юге, где они перекрыты по большей части верхнемеловыми осадочно-вулканогенными толщами Чукотской ветви Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса.

В окрестностях Колючинской губы, главным образом на западном побережье, местами обнажены песчаники и алевролиты с прослоями глинистых сланцев и остатками растений, внизу разреза содержащие конгломераты с гальками спилитов и диабазов. Видимая мощность их более 200 м, а возраст - по остаткам белемнитов и двустворок - позднеюрско-раннемеловой, не древнее апта (В.А. Казинский, 1999 г.). Более высокие горизонты нижнего мела в окрестностях Колючинской губы представлены плохо обнаженной осадочно-вулканогенной толщей мощностью до 500 м, в основании которой залегает мощный (до 100 м) горизонт конгломератов и туфоконгломератов с линзами и прослоями песчаников, туфопесчаников и алевролитов, туфов и кластолав риодацитов и трахириолитов. Вверх по разрезу он сменяется кластолавами и лавами кислого состава. По растительным остаткам эта толща датируется аптом-нижним-средним альбом.

На юге Чукотского полуострова в бассейнах рек Курупка и Эргувеем нижнемеловые отложения, датированные остатками валанжинских бухий, представлены песчаниками, известковистыми и туфопесчаниками, алевролитами, иногда бухиевыми ракушняками (до 30 м) общей мощностью до 300 м. В основании - до 45 м конгломератов, содержащих хорошо окатанные гальки кристаллических и кварц-хлоритовых сланцев, двуслюдяных гранитов и габброидов. Стратиграфически выше располагается горизонт базальтов (550 м), в нижней части которого есть прослои туфопесчаников и кремнистых пород. Выше залегает толща (более 1000 м) андезитов, андезито-базальтов и трахиандезитов с подчиненными туфами, туфопесчаниками и кремнистыми породами. Эта толща несогласно (с базальными конгломератами) перекрыта позднемеловыми вулканитами Чукотской ветви Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса.

--Nvv 09:43, 7 января 2010 (UTC) С.Г. Бялобжеский, Н.А. Горячев, В.В. Шпикерман

Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"