Охотский террейн

Охотский террейн с запада и северо-востока обрамляется Верхоянским прогибом Сибирской платформы, а с юго-востока - Кони-Тайгоносским орогенным поясом. В строении террейна участвуют глубокометаморфизованные докембрийские породы, слагающие его фундамент, и неметаморфизованные осадочные образования позднего докембрия, палеозоя и мезозоя, залегающие с несогласием на кристаллическом фундаменте и образующие его чехол. Собственно метаморфические породы известны в Охотском террейне на трех поднятиях: Охотско-Кухтуйском, Верхне-Майском и Юровском (рис. 4.10). Наиболее крупное и относительно хорошо изученное из них - Охотско-Кухтуйское поднятие.

Рис. 4.10. Схема расположения выходов докембрия в пределах Охотского террейна.

Цифрами в кружках обозначены: 1 - поднятая, 2 - опущенная часть террейна (в пределах суши)

Древнейшие породы Охотско-Кухтуйского поднятия объединены в охотский метаморфический комплекс, разрез которого в целом наращивается с запада на восток. Литологическая характеристика охотского комплекса дана в монографии О.В. Авченко (1977), где приводятся многочисленные химические анализы всех главных разновидностей метаморфических пород. Среди них выделяются четыре петрохимические группы: 1) богатые кальцием породы, 2) бедные кальцием гнейсы, 3) кварциты, эвлизиты и гондиты, 4) мраморы и кальцифиры. Наиболее распространена первая группа, представленная гранат-пироксен-роговообманковыми и двупироксен-роговообманковыми кристаллическими сланцами, амфиболитами и биотит-роговообманковыми гнейсами. Вторая группа представлена гранат-биотитовыми, биотитовыми, гранат-биотит-силлиманитовыми, гранат-биотит-гиперстеновыми гнейсами и сланцами, и их значительно меньше, чем пород первой группы. Наименее распространены породы третьей группы, которые образуют обычно маломощные прослои в бассейне левобережья р. Кухтуй, протягивающиеся, тем не менее, на целые километры. Мощные (до 200 м) пачки мраморов и кальцифиров установлены главным образом в бассейнах ручьев Мар и Хоронджа (левобережье р. Кухтуй). Редкие линзы этих пород известны также на левобережье р. Охота. Спорадически и только в бассейне р. Охота (ручьи Ягель, Хурун) в охотском комплексе встречаются метамагматические породы, представленные чарнокитами, эндербитами и мангеритами. В поле такие породы наблюдаются в виде прослоев и куполов. Довольно часты в охотском комплексе синметаморфические граниты, плагиограниты и мясо-красные микроклиновые пегматиты. Мощность пегматитовых жил достигает 3 м. Граниты и плагиограниты развиваются обычно по гнейсовому субстрату и могут образовывать дайки, линзы и маломощные жилы.

Детальное изучение минералов охотского комплекса показало сложную историю их кристаллизации. Она сопровождалась изменением физико-химических условий образования и была растянута на значительный промежуток времени. Основанием этому служат зональность и неоднородность многих минералов по химическому составу и отчетливое наложение ассоциаций амфиболитовой фации на минеральные парагенезисы гранулитовой фации, связанное с гранитизацией метаморфических пород.

В истории формирования минеральных парагенезисов охотского комплекса выделяются четыре минералообразующие стадии (Авченко, 1990):

1) регионального гранулитового высокотемпературного метаморфизма;

2) последующей региональной гранитизации пород, протекавшей в условиях высокотемпературной амфиболитовой стадии;

3) пегматитообразования и низкотемпературного калиевого метасоматоза, завершающих стадию гранитизации;

4) локально проявленного зеленосланцевого диафтореза метаморфических пород, связанного с формированием фанерозойских вулканитов и гранитоидов.

Главный объем минеральных ассоциаций комплекса был создан в первую и вторую минералообразующие стадии.

Температура первой стадии минералообразования - собственно эпохи гранулитового метаморфизма, исходя из определений по различным двупироксеновым и гранат-пироксеновым термометрам (Авченко, 1990), составляла 750-830 °С. Против слишком высоких температур (850-900 °С) охотского метаморфизма свидетельствуют отсутствие краснобурых, богатых TiO₂ и щелочами роговых обманок, столь характерных, например, для сутамского или чогарского комплексов, невысокие содержания анортита в пертитах распавшихся калий-натриевых полевых шпатов, отсутствие структур распада в клинопироксенах или кварце. Величина литостатического давления гранулитового метаморфизма, определенная по различным гранат-пироксен-плагиоклазовым геобарометрам (Авченко, 1990), в образцах, не содержащих химически зональных минералов, была равна 6-7,3 кбар.

Во вторую стадию произошла региональная перекристаллизация ранних гранулитовых ассоциаций, обусловленная гранитизацией пород. Интенсивность этой перекристаллизации была значительно выше, чем на юге Алданского щита. В эту эпоху был сформирован главный объем синметаморфических гранитов, гранодиоритов, плагиогранитов, аляскитов, гранат-биотитовых, биотитовых и биотит-амфиболовых мигматитов и гнейсо-гранитов. Условия образования этих ассоциаций составляли по температуре - 600-650 °С, а по давлению - 4-6 кбар (Авченко, 1990). Величина давления воды (Р_H2O) в обе главные стадии минералообразования была не выше 1 кбар, причем пониженное давление воды во флюиде привело к абсолютной неустойчивости мусковит-кварцевой ассоциации в процессе эволюции охотского метаморфизма.

Рис. 4.11. Тектоно-стратиграфические колонки для Охотского и Омолонского кратонных террейнов.

Условные обозначения см. на рис. 4.8

Все петрологические и петрографические данные (отсутствие наложенной, поздней, сланцеватости, постепенность перекристаллизации минералов, унаследованное низкое давление воды во флюиде) указывают на то, что наложение амфиболитовой фации на гранулитовые ассоциации в истории охотского метаморфизма не связано с наложением нового метаморфического цикла, а является эволюционным продолжением первого этапа метаморфизма.

После введения в практику геохронологических исследований метода SHRIMP - изучения отдельных кристаллов цирконов с помощью чувствительного и высокоточного ионного микрозонда стала очевидна вся сложность правильных датировок этапов магматизма или метаморфизма. Поэтому естественны сомнения в правильности нижеприводимых датировок.

Результаты Pb-Pb и Th-Pb изохронного исследования кристаллосланцев охотского комплекса варьируют от 1100±500 до 4100±400 млн лет (Корольков и др., 1974). Кроме того, известна Rb-Sr изохрона в 2115 млн лет, полученная по 11 пробам гнейсов, эндербитов и чарнокитов (Давыдов и др., 1988). Очень тщательно выполненные K-Ar датировки биотитов из гранат-биотитовых гнейсов (три образца) показали возраст 1900-2090 млн лет (определения А. Игнатьева, ДВГИ ДВО РАН, неопубликованные данные). Последние работы по геохронологии охотского комплекса на Кухтуйском поднятии проводили В.К. Кузьмин с соавторами (1995). Эти авторы использовали метод изучения микронавесок циркона, в котором производился экспресс-анализ радиогенного свинца. Согласно этим авторам, цирконы из двупироксеновых гранулитов показали Pb-Pb возраст от 3350±50 до 3230±50 млн лет, цирконы из роговообманковых гранулитов - от 3040±80 млн до 2630±50 млн лет, а цирконы из гнейсо-мигматитового комплекса и гранитоидов - от 2030±80 млн до 1830±50 млн лет. Последний возрастной рубеж очень хорошо совпадает с K-Ar датировками А. Игнатьева, и, вероятно, он определяет действительный возраст становления гранитоидов, или второй стадии в нашей интерпретации. Следовательно, возраст охотского метаморфизма должен быть старше 2000 млн лет.

Охотский комплекс отличается от гранулитов юга Алданского щита как по условиям образования и эволюции метаморфизма, так и по литологии. Поэтому можно думать, что этот комплекс - не прямой аналог гранулитовых толщ юга Алданского щита, а представляет собой либо какие-то верхние части разреза этих толщ, либо вообще не имеет отношения к Алданскому щиту.

Чехол представлен пологозалегающими осадочными и вулканогенно-осадочными комплексами, включающими (рис. 4.11): 1) мелководно-морские обломочные и карбонатные породы среднего и верхнего рифея, венда, нижнего кембрия и нижнего ордовика, 2) несогласно залегающие на более древних образованиях среднедевонские известняки, песчаники, сланцы и конгломераты и верхнедевонские вулканиты среднего и кислого состава, переслаивающиеся с туфами, туффитами и конгломератами, 3) обломочные отложения среднего-верхнего карбона, перми, верхнего триаса и нижней и верхней юры, континентальные в центральной части террейна и прибрежно-морские по периферии (Тектоника, геодинамика ..., 2001). Возраст пород определен по редким находкам остатков макрофауны и флоры.

Большая часть Охотского террейна перекрыта юрскими, неокомскими и альб-позднемеловыми наземными вулканитами Удско-Мургальского и Охотско-Чукотского вулкано-плутонических поясов. Охотский террейн корреллирует с Омолонским террейном российского Северо-Востока и террейном Килбук-Идоно на Аляске.

--Boris 14:22, 8 июня 2016 (VLAT) О.В. Авченко, Н.А. Горячев, С.Г. Бялобжеский

Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"