Geochemistry and geochronology of cretaceous volcanism of Chauna region, Central Chukotka

Cover Page

Cite item

Abstract

New geochronological and geochemical data on the age and composition of Cretaceous volcanism of Palyavaam River basin (Central Chukotka, Chauna region) are presented. First complex is composed of rhyolites, ignimbrites and felsic tuffs of Chauna Group of Okhotsk-Chukotka volcanic belt (OCVB). Second complex is represented by volcanic rocks of latite-shoshonite series of Early Cretaceous age, distinguished as Etchikun’ Formation. Its origin is still debatable. Some researchers refer deposits of Etchikun’ Formation to magmatic stage before OCVB activity. Other authors include in Chauna Group composition. Obtained data indicate heterogeneity of Etchikun’ Fomation volcanics and allow to divide them in two groups. Andesites of the first group (Etchikun’ Formation sensu stricto) have Early Cretaceous age and belong to magmatic stage before OCVB activity. Andesites of the second group correlate in age and composition with OCVB volcanic rocks. They occur at the base of Chauna Group and indicate homodromous character of volcanism evolution in the Central-Chukotka of Okhotsk-Chukotka volcanic belt.

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Охотско-Чукотский вулканогенный пояс протягивается с северо-востока на юго-запад вдоль северо-восточной окраины Азии более чем на 3000 км (рис. 1а). С запада вулканиты пояса перекрывают мезозойские складчатые структуры Верхояно-Чукотской, а с востока – Корякско-Камчатской складчатых областей. Согласно принятым представлениям, пояс маркирует меловую континентальную окраину андийского типа. В его строении выделяется ряд сегментов: Охотский, Пенжинский, Анадырьский и Центрально-Чукотский, а также две фланговые зоны – Западно-Охотская и Восточно-Чукотская (Белый, 1977; Филатова, 1988; Котляр, 2004 и др.). Согласно последним опубликованным данным, временной диапазон формирования вулканитов ОЧВП составляет (106–77 млн лет) от среднего альба до среднего кампана (Акинин, Миллер, 2011). Однако возрастные границы отдельных секторов ОЧВП остаются предметом дискуссий. В связи с этим важно определить геологическую природу и возраст слабоизученных вулканогенных комплексов пространственно ассоциирующих с ОЧВП. Для Чаунского района Центрально-Чукотского сектора (ЦЧС) (рис. 1б) такими образованиями являются высококалиевые вулканиты преимущественно среднего состава, выделенные в этчикуньскую свиту. Породы этчикуньской свиты пользуются площадным распространением, отдельные их выходы имеют непосредственные контакты с вулканитами ОЧВП. Одними исследователями эти образования рассматривались в качестве андезитов основания ОЧВП (Белый, 1977; Журавлев, 1979), другие связывали вулканиты с позднеорогенными гранитоидами (Ефремов, 2009). Получение первых изотопных датировок цирконов (104–106 млн лет, U-Pb SHRIMP) (Tikhomirov et al., 2012), а затем первых детальных аналитических данных (Tikhomirov et al., 2016) позволило объединить латит-шошонитовые вулканиты этчикуньской свиты со сходными по составу одновозрастными гранитоидами в Чаунскую изверженную провинцию, и рассматривать этот магматический этап как предшествующий формированию ОЧВП (Tikhomirov et al., 2016). Из этого вывода следует, что в ЦЧС отсутствуют так называемые «нижние андезиты», с которых начинаются разрезы ОЧВП во всех других его секторах (Акинин, Миллер, 2011).

 

Рис. 1. Тектоническая схема Северо-Востока Азии по (Соколов, 2010) (а) и геологическая схема Чаунского района Центральной Чукотки, составленная по данным (Геологическая карта…, 1976) (б).

На (а): 1 – Сибирский континент; 2 – Верхояно-Чукотская складчатая область; 3 –Корякская складчатая система; 4 – Камчатская складчатая система; 5 – Охотско-Чукотский вулканогенный пояс.

На (б): 1 – позднеюрские–раннемеловые терригенные отложения; 2 – триасовые терригенные отложения; 3 – андезиты этчикуньской свиты; 4 – Охотско-Чукотский вулканогенный пояс; 5 – гранитоидные интрузии, 6 – четвертичные отложения.

 

В настоящей статье приводятся новые данные, полученные авторами при изучении меловых вулканитов Чаунского района Центральной Чукотки. Объектами исследования являлись не изученные ранее геохимическими и изотопными методами нижнемеловые андезиты, относимые к этчикуньской свите в районах рек Паляваам и Левтутвеем, нерасчлененные андезиты устья р. Апапельгин, а также вулканиты чаунской серии ОЧВП в районе слияния рек Левтутвеем-Паляваам (рис. 1б).

ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ОЧЕРК

Чаунский район работ расположен в пределах Чукотского террейна Анюйско-Чукотской складчатой системы (рис. 1а). Структуры Чукотского террейна образовались в результате раннемеловой коллизии Северо-Азиатского континента и Чукотского (Чукотка – Арктическая Аляска) микроконтинента (Парфенов, 1984; Зоненшайн и др., 1990; Соколов, 2010) при закрытии разделявшего их Южно-Анюйского океанического бассейна. В пределах Чаунского района разрез представлен терригенными отложениями триаса, верхней юры – нижнего мела, вулканогенными отложениями нижнего мела. Широко распространены нижнемеловые гранитоидные интрузии. В районе Чаунской губы образования Чукотского террейна перекрываются вулканитами восточной части Центрально-Чукотского сегмента ОЧВП. В его разрезе в междуречье рек Паляваам и Эльгыкаквын (Пегтымельский прогиб) выделены этчикуньская, алькаквуньская, кальнемуваамская, пыкарваамская, воронинская и коэквуньская свиты (Белый, 1961; Филиппова, 1996) (рис. 2). Все свиты, кроме этчикуньской, объединены в чаунскую серию Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Отложения этчикуньской свиты в последнее время относят, как правило, к более древним апт-альбским вулканическим комплексам (Тибилов, Черепанова, 2001). В строении чаунской серии установлена двукратно повторяющаяся антидромная смена пород от кислых к основным (снизу–вверх), отражающая два последовательных этапа ее формирования. К первому вулканическому циклу относятся алькаквуньская и кальнемуваамская свиты. Вышележащие – пыкарваамская, воронинская и коэквуньская свиты – относятся ко второму циклу.

 

Рис. 2. Стратиграфическая колонка вулканогенных отложений бассейнов рек Паляваам - Левтутвеем. Для построения использованы данные (Геологическая карта…, 1976; Филиппова, 2001).

1 – туфоконгломераты; 2 – андезиты; 3 – игнимбриты дацитов; 4 – туфы кислого состава; 5 – витрофиры; 6 – туфолавы риолитов и дацитов; 7 – дациты; 8 – игнимбриты риолитов.

 

Ниже приводится краткая характеристика свит по данным (Геологическая…, 1976; Филиппова, 2001).

Образования этчикуньской свиты с размывом и резким угловым несогласием залегают на верхнетриасовых отложениях. Они представлены андезито-дацитами, андезитами и их туфами. Обнажения толщи наблюдались в нижнем течении р. Левтутвеем и к западу от нее. По-видимому, к отложениям этчикуньской толщи также можно отнести и выходы вулканитов среднего состава в районе устья р. Апапельгин.

Образования алькаквуньской свиты с угловым несогласием и размывом перекрывают терригенные отложения триаса. На левобережье р. Левтутвеем они со структурным несогласием перекрывают андезиты этчикуньской свиты. Свита, сложена лавами и туфами кислого состава и состоит из двух частей. Нижняя часть представлена чередованием риолитов, пестроцветных разнообломочных туфов с буровато-серыми игнимбритами риолитов и дацитов. Ее мощность около 600 м. Верхняя часть сложена порфирокластическими игнимбритами риолитов. Мощность этой части около 200 м. Общая мощность свиты около 900 м.

Каленьмуваамская свита залегает согласно на образованиях алькаквуньской свиты. В отдельных местах наблюдается залегание (характер не описан) на образованиях этчикуньской свиты и на верхнетриасовых отложениях. Свита, представлена риолитами, кислыми туфами, игнимбритами андезитового и дацитового состава. Мощность отложений свиты составляет до 750 м.

Пыкарваамская свита. Образования свиты с перерывом ложатся на отложения каленьмуваамской и алькаквуньской свит. Она представлена игнимбритами и туфами риолитового состава. На изучаемой территории в бассейне р. Глубокой разрез представлен чередованием пестро окрашенных игнимбритов и риолитов. Здесь мощность свиты составляет 150 м. На других участках наблюдалась мощность разреза свиты до 500 м.

Воронинская свита согласно залегает на пыкарваамской свите. Образования свиты представлены чередованием андезитовых, дацитовых игнимбритов с прослоями туфов среднего и кислого состава. Мощность свиты около 300 м.

Коэквуньская свита согласно залегает на игнимбритах воронинской свиты. Сложена вулканогенными породами преимущественно среднего состава: андезито-базальтами, андезитами, андезито-дацитами, базальтами и их туфами, реже встречаются туфы и игнимбриты трахириолитового и дацитового состава. Общая мощность свиты 470 м.

Согласно данным (Геологическая … , 1976; Филиппова, 2001; и др.), вопрос отнесения отдельных свит к нижнему или верхнему отделу меловой системы долгое время оставался дискуссионным. По данным геолого-съемочных работ масштаба 1:200 000 (Геологическая…, 1976), к нижнему мелу относятся этчикуньская, алькаквуньская, кальнемуваамская, пыкарваамская и воронинская свиты. К верхнему мелу относятся отложения коэквуньской свиты.

Согласно более поздним данным (Филиппова, 2001), растительные остатки, отобранные в отложениях свит (чаунский растительный комплекс), свидетельствуют о позднемеловом возрасте пыкарваамской, воронинской и коэквуньской свит, что подтверждается изотопными датировками (86.7–88.9 млн лет (коньякский век), Ar/Ar метод; Kelly et al., 1999). Возраст алькаквуньской, кальнемуваамской свит не является столь однозначным, однако не исключается возможность их отнесения к туронскому веку (Филиппова, 2001). В цитируемой работе автор относит весь чаунский растительный комплекс к турону-коньяку. Приведенные данные хорошо согласуются с изотопными геохронологическими данными, полученными методом U-Pb SHRIMP (Tikhomirov et al., 2012). Уран-свинцовое датирование цирконов, выделенных из вулканогенных пород вышеперечисленных свит, дало следующие результаты (рис. 2; табл. 1): этчикуньская свита – 105.7 млн лет (альб), низы алькаквуньской свиты – 88.6 млн лет (турон), пыкарваамская свита – 88.9 млн лет (турон), воронинская свита – 86.7 млн лет (коньяк), коэквуньская свита – 87.9 млн лет (коньяк). В целом изотопные данные по цирконам подтверждают принадлежность выделенных свит к альбскому и турон-коньякскому времени.

 

Таблица 1. Результаты U-Pb SHRIMP датирования цирконов из вулканогенных пород Чаунского района

Точка

206Pbс, %

U, г/т

Th, г/т

232Th/238U

206Pb*, г/т

Возраст, млн лет 206Pb/238U (±, %)

Возраст, млн лет 238U/206Pb* (±, %)

207Pb*/235U (±, %)

206Pb/238U (±, %)

Коэф. корр.

G13-1-1-1.1

0.75

202

99

0.51

2.9

105.6

±2.4

60.5

2.3

0.107

9.8

0.01652

2.3

0.238

G13-1-1-2.1

0.52

637

471

0.76

9.25

107.4

±1.8

59.5

1.7

0.106

9.8

0.01681

1.7

0.171

G13-1-1-3.1

0.00

266

164

0.64

3.8

106.4

±2

60.1

1.9

0.1077

5.5

0.01664

1.9

0.352

G13-1-1-4.1

0.00

1230

518

0.43

18.2

110.3

±1.7

57.94

1.5

0.1157

2.9

0.01726

1.5

0.522

G13-1-1-5.1

0.00

792

629

0.82

11.6

108.7

±1.6

58.8

1.5

0.1163

5

0.01701

1.5

0.308

G13-1-1-6.1

0.00

571

383

0.69

8.3

108.2

±1.7

59.07

1.6

0.1131

3.7

0.01693

1.6

0.433

G13-1-1-7.1

0.00

1160

818

0.73

17.2

110.2

±1.5

58.02

1.4

0.1114

2.5

0.01723

1.4

0.572

G13-1-1-8.1

0.00

444

218

0.51

5.28

88.6

±1.6

72.3

1.8

0.0911

4.6

0.01384

1.8

0.382

G13-1-1-9.1

0.46

873

890

1.05

12.9

109.5

±1.7

58.39

1.5

0.1118

5

0.01713

1.5

0.306

G13-1-1-10.1

0.50

618

443

0.74

9.02

108

±1.8

59.2

1.7

0.1064

6

0.0169

1.7

0.284

G13-1-1-8.2

0.00

470

246

0.54

5.55

88

±1.5

72.7

1.7

0.091

4.5

0.01375

1.7

0.390

G13-1-6-1.1

0.00

395

160

0.42

4.8

90.6

±1.1

70.67

1.3

0.0975

4.8

0.01415

1.3

0.269

G13-1-6-2.1

1.00

358

173

0.50

4.39

90.5

±1.3

70.7

1.5

0.078

13

0.01414

1.5

0.110

G13-1-6-3.1

0.00

477

278

0.60

5.86

91.5

±1.1

69.97

1.2

0.1012

4.3

0.01429

1.2

0.281

G13-1-6-4.1

0.00

932

567

0.63

11.4

90.98

±0.89

70.36

0.98

0.0968

3.2

0.01421

0.98

0.309

G13-1-6-5.1

-

319

233

0.76

3.83

90.3

±1.5

70.9

1.6

0.109

13

0.01411

1.6

0.131

G13-1-6-6.1

0.45

688

213

0.32

8.48

91.4

±1.2

70.06

1.3

0.0892

6.6

0.01427

1.3

0.193

G13-1-6-7.1

0.10

2061

701

0.35

25.7

92.98

±0.76

68.83

0.82

0.0938

2.4

0.01453

0.82

0.345

G13-1-6-8.1

2.03

107

53

0.51

1.32

89.7

±2.5

71.3

2.8

0.068

31

0.01401

2.8

0.091

G13-1-6-9.1

0.00

112

60

0.55

1.31

86.7

±2.1

73.9

2.5

0.0919

8.9

0.01354

2.5

0.279

G13-1-6-10.1

0.00

452

235

0.54

5.48

90.4

±1.1

70.81

1.2

0.0982

4.4

0.01412

1.2

0.277

G13-1-6-10.11

0.00

504

278

0.57

6.16

90.9

±1.1

70.39

1.3

0.0991

4.5

0.01421

1.3

0.280

G16-5-1-1.1

0.81

1595

504

0.33

19.6

90.8

± 0.94

70.49

1

0.0971

7.3

0.01419

1

0.143

 

Точка

206Pbс, %

U, г/т

Th, г/т

232Th/238U

206Pb*, г/т

Возраст, млн лет 206Pb/238U (±, %)

Возраст, млн лет 238U/206Pb* (±, %)

207Pb*/235U

(±, %)

206Pb/238U

(±, %)

Коэф. корр.

G16-5-1_3.1

0.00

192

105

0.56

2.29

88.9

± 1.8

72

2

0.1068

7.8

0.01389

2

0.262

G16-5-1_4.1

0.48

883

114

0.13

10.8

90.8

± 1.1

70.49

1.2

0.0861

7

0.01419

1.2

0.167

G16-5-1_5.1

0.98

324

199

0.63

3.87

88.2

± 1.5

72.6

1.7

0.078

13

0.01378

1.7

0.128

G16-5-1_6.1

0.00

362

284

0.81

4.3

88.6

± 1.4

72.3

1.6

0.0993

6

0.01384

1.6

0.259

G16-5-1_7.1

0.72

469

369

0.81

5.55

87.7

± 1.3

73

1.5

0.0972

9.9

0.01369

1.5

0.151

G16-5-1_8.1

0.93

360

232

0.66

4.34

88.9

± 1.5

72

1.7

0.087

12

0.01389

1.7

0.143

G16-5-1_10.1

0.00

212

118

0.57

2.61

91.5

± 1.8

70

1.9

0.0945

7.9

0.0143

1.9

0.246

G16-5-1_9.1

0.23

1216

298

0.25

17.6

107.3

± 1.1

59.6

1

0.1106

3.9

0.01678

1

0.265

VB83.1.1

0.76

466

177

0.39

6.51

103.1

±1.6

62.00

1.6

0.1083

8.4

0.01613

1.6

0.187

VB83.2.1

1.07

552

177

0.33

7.93

105.7

±1.6

60.51

1.5

0.0959

10.0

0.01653

1.5

0.151

VB83.3.1

0.00

1396

453

0.34

19.6

104.6

±1.3

61.11

1.3

0.1131

2.6

0.01636

1.3

0.496

VB83.4.1

0.48

909

244

0.28

13.1

107.1

±1.5

59.68

1.4

0.0967

6.4

0.01676

1.4

0.218

VB83.5.1

0.62

1098

346

0.33

15.7

105.5

±1.4

60.61

1.4

0.0992

7.3

0.0165

1.4

0.189

VB83.6.1

0.30

341

157

0.48

5.02

109.2

±1.6

58.54

1.5

0.1061

6.7

0.01708

1.5

0.218

VB83.67.1

0.54

579

200

0.36

8.36

106.8

±1.4

59.83

1.3

0.1032

5.8

0.01671

1.3

0.230

VB83.8.1

0.00

1544

555

0.37

21.8

105.5

±1.3

60.62

1.2

0.1131

3.0

0.0165

1.2

0.412

VB83.9.1

0.63

376

271

0.74

5.3

104.1

±1.6

61.40

1.5

0.1017

8.4

0.01629

1.5

0.183

VB83.10.1

0.75

555

377

0.70

8.01

106.7

±1.5

59.93

1.5

0.0969

9.3

0.01668

1.5

0.155

VB83.11.1

1.01

244

116

0.49

3.52

106.5

±1.9

60.00

1.8

0.105

12.0

0.01667

1.8

0.140

VB83.12.1

0.10

1572

489

0.32

22.4

105.8

±1.4

60.42

1.3

0.1122

2.8

0.01655

1.3

0.481

VB83.13.1

0.23

487

168

0.36

6.96

106.1

±1.5

60.26

1.5

0.1111

5.3

0.01659

1.5

0.279

VB83.14.1

0.64

378

172

0.47

5.39

105.3

±1.6

60.73

1.6

0.1023

8.0

0.01646

1.6

0.196

VB83.15.1

0.00

251

115

0.47

3.46

103.1

±1.9

62.00

1.9

0.111

5.4

0.01613

1.9

0.344

Примечания. Pbc и Pb – обычный и радиогенный свинец соответственно. Изотопные отношения скорректированы по измеренному 204Pb. Погрешности единичных анализов приводятся на уровне 1 σ; погрешности вычисленных конкордантных возрастов приводятся на уровне 2 σ. Коэф. корр. – коэффициент коррекции.

 

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВУЛКАНИТОВ

Этчикуньская свита

Андезиты р. Апапельгин. Текстура пород массивная или пятнистая. Структура порфировая. Структуры основной массы микролитовые, микропорфировые, пилотакситовые, представляют собой агрегат мелких (<0.1 мм) зерен плагио-клаза (40%), биотита (20%), микрозерен кварца (10%) и разложенного стекла (30%). Вкрапленники (15%) представлены плагиоклазом (5%) и биотитом (5%). Кварц (5%) встречается в разностях переходных к андезидацитам. Плагиоклаз образует свежие идиоморфные таблитчатые и удлиненные зерна (1–3 мм). Биотит образует чешуйки (0.3–1 мм) разнообразной формы – таблитчатые, удлиненные, ксеноморфные.

Андезиты р. Паляваам. Текстура пород массивная. Структура сериальнопорфировая, образованная вкрапленниками различного размера. Структура основной массы фельзитовая. Количество вкрапленников составляет 40–45%. Фенокристы плагиоклаза представлены зернами различной генерации. Крупные фенокристы (1–3 мм) (30%) образуют идиоморфные удлиненные и таблитчатые зерна, частично серицитизированные. Более мелкие фенокристы (<0.5 мм) (10%) образуют удлиненные неизмененные лейсты. Ортопироксен (10%) образует агрегаты и субидиоморфные индивиды до 1.5 мм, интенсивно серпентинизированные. Акцессорный биотит представлен единичными (1–3%) удлиненными чешуйками с корродированными краями. Основная масса практически полностью замещена темно-серыми вторичными образованиями.

Андезиты р. Левтутвеем. Текстура массивная. Структура сериально-порфировая. Основная масса пилотакситовая, образованная беспорядочной ориентировкой микролейст плагиоклаза (60%), чешуек биотита (15%) и разложенным стеклом (25%) в интерстициях. Вкрапленники (15%) представлены биотитом (10%), плагиоклазом (5%) и акцессорным кварцем (3%). Биотит образует изометричные зерна (0.5–1мм) округ-лой, удлиненной, а также неправильной корродированной формы. Плагиоклаз представлен редкими крупными идиоморфными зернами (1–4 мм) таблитчатой и призматической формы. Акцессорный кварц образует ксеноморфные зерна (0.3–0.5 мм). Акцессорный магнетит (1–2%) образует мелкие изометричные зерна (<0.2 мм). Вторичные минералы представлены карбонатами и серицитом, полностью замещающими плагиоклаз.

Алькаквуньская свита

Риолитовые игнимбриты (правобережье р. Левтутвеем). Породы с полосчатой (флюидальной) текстурой и игнимбритовой структурой, представленной чередованием участков фельзитовой основной массы и линзочек «фьямме» (0.5–1 см). Вкрапленники (10–60 %) представлены кварцем (10%) и кислым плагиоклазом (5%). Кварц образует зерна (0.5–1 мм) изометричные, угловатые, с резкими неправильными ограничениями. Зерна плагиоклаза (0.5–1 мм) изометричные, с неправильными резорбированными краями.

Риолиты, риолитовые порфиры (правобережье р. Левтутвеем). Породы с массивной текстурой, афировой или порфировой структурой. Основная масса микрозернистая фельзитовая, сложенная микроагрегатами кварца и кислого плагиоклаза размером 0.02–0.1 мм, большей частью замещенная буроватыми массами хлорит-слюдистого состава. Вкрапленники (до 50%) представлены кварцем (30%), кислым плагиоклазом (10%), биотитом (10%). Кварц образует зерна (0.3–1.5 мм) как идиоморфной, так и ксеноморфной формы с неправильными ограничениями, оплавленными и заливообразными участками по краям. Плагиоклаз образует ксеноморфные зерна (0.4–1 мм). Биотит образует удлиненные опацитизированные чешуйки (0.3–0.5 мм).

Кислые туфы (правобережье р. Паляваам). Породы с массивными и пятнисто-полосчатыми текстурами. Структура кристаллокластическая. Структура основной массы фельзитовая. Пирокласты (до 50%) представлены кислым плагио-клазом (10–20%), кварцем (до 30%). Микрофенокристы основной массы представлены биотитом (5%). Плагиоклаз образует обломки различного размера (0.5–1.5 мм) и формы – призматические, таблитчатые, реже ксеноморфные. Кварц образует обломки от (0.3–0.5 мм) до 5 мм. Более мелкие зерна имеют осколочные остро-угольные очертания. Более крупные характеризуются изометричной формой с гладкими оплавленными и заливообразными краями, содержат мелкие пойкилитовые включения стекла. Биотит представлен удлиненными и изометричными опацитизированными или хлоритизированными чешуйками.

Каленьмуваямская свита

Риолитовые зернистые туфы (р. Вуквульвыгыргын) – группа пород, характеризующихся разнообразным набором и комбинациями текстурно-структурных особенностей. Наиболее характерны текстуры полосчатые, флюидальные, пятнистые с элементами перлитовой. Кроме того, встречается кристаллокластическая структура с витрофировой, фельзитовой (иногда девитрифицированной), пепловой основной массой. Количество, состав и форма вкрапленников также крайне разнообразны. Как правило, присутствуют угловатые, иногда оплавленные обломки (в среднем 30–70%) кварца и кислого плагиоклаза, размеры, которых варьируют от 0.1 до 2 мм.

Пыкарваамская свита

Риолитовые туфы, туфолавы (р. Глубокая). Породы с обломочной, флюидальной текстурой. Преобладающая структура — лито-, витрокристаллокластическая. Основная масса представлена агрегатами пеплового материала и агрегатами измененного стекла с микрофельзитовой структурой. Вкрапленники (60%) представлены обломками различного состава и размера. Наблюдаются обломки стекла (2–3 см) (10%). Кварц (30%) представлен угловатыми оскольчатыми зернами (0.3–1.5 мм) с заливообразными участками по краям. Плагиоклаз (10%) и калиевый полевой шпат (10%) образуют зерна не более 0,5 мм призматической, таблитчатой и остроугольной неправильной формы. Акцессорный биотит (3%) представлен мелкими опацитизированными чешуйками.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Анализ содержаний породообразующих элементов вулканитов осуществлялся в лаборатории химико-аналитических исследований Геологического института РАН рентгенофлуоресцентным методом с использованием последовательного спектрометра S4 Pioneer фирмы Bruker (Германия) и программного обеспечения Spectra-Plus. Интервалы анализируемых содержаний в пересчете на оксиды (мас.%): кремния – 1.0–99.5, титана – 0.01–5.0, алюминия – 1.0–60.0, железа – 1.0–40.0, марганца – 0.01–1.0, кальция – 1.0–50.0, магния – 0.1–40, натрия – 0.1–10.0, калия – 0.1–10.0, фосфора – 0.01–5.0. Для учета матричных эффектов в программе Spectra-Plus использован метод фундаментальных параметров. В качестве образцов сравнения использованы стандартные образцы (ГСО, ОСО, МСО), близкие по составу к анализируемым пробам (кислые, средние и основные породы). Для построения градуировочных графиков использовалось более 50 стандартных образцов различного состава. Техника подготовки проб к анализу и статистические показатели точности и правильности анализа соответствуют требованиям отраслевой методики НСАМ № 439-РС МПР РФ.

Элементный анализ проб гранитоидов проводился в Аналитическом центре Института проблем технологии микроэлектроники и особочистых материалов РАН. Для разложения образцов пород основного состава использовали открытые системы, а для образцов пород кислого состава – автоклавы МКП-05 НПВФ (“АНКОН-АТ-2”, Россия). Контроль за полнотой растворения образцов и возможными потерями на стадии разложения проводили с использованием добавки стабильных высокообогащенных изотопов 161Dy и 62Ni к каждому анализируемому образцу. Содержание микроэлементов в полученных растворах определяли методами атомно-эмиссионной спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICAP-61, Thermo Jarrеll Ash, США), масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (Х-7, Thermo Elemental, США). Относительное стандартное отклонение для всех определяемых элементов не превышает 0.2 при измерении содержания этих элементов до пятикратного предела обнаружения и не превышает 0.1 при измерении содержания, превышающего пятикратный предел обнаружения. Для проверки правильности анализа образцов использовали стандартные образцы: Габбро эссекситовое СГД-1А (ГСО 521-84П); Габбро эссекситовое СГД-2А (ГСО 8670-2005); альбитизированный гранит СГ-1а (ГСО520-84П); щелочной агпаитовый гранит СГ-3 (ГСО3333-85).

U-Pb SIMS датирование цирконов осуществлялось на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований (ЦИИ) ВСЕГЕИ. Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по традиционной методике, принятой в ЦИИ (Whilliams, 1998). Обработка полученных данных осуществлялась с использованием программы SQUID (Ludwig, 2001), а построение графиков с конкордией – с использованием программы ISOPLOT/EX (Ludwig, 2003).

РЕЗУЛЬТАТЫ U-Pb (SHRIMP) ДАТИРОВАНИЯ ЦИРКОНОВ

Данные U-Pb датирования представлены в табл. 1 и на рис. 3. Были проанализированы андезиты этчикуньской свиты с участков р. Паляваам, р. Апапельгин, р. Левтутвеем, а также риолит алькаквуньской свиты.

 

Рис. 3. Диаграммы с конкордиями для образцов меловых вулканитов Чаунского района.

а, в, г – андезиты этчикуньской свиты; б – риолит алькаквуньской свиты.

 

Андезит (G13-1-1) отобран из коренного выхода, вскрытого строительной канавой в правом борту р. Паляваам, непосредственно у автомобильного моста. Большинство зерен цирконов идиоморфные, удлиненные, призматические и игольчатые (0.2–0.4 мм) с отчетливой зональностью, параллельной граням зерен. Измерения проводились для центральных частей зерен. Конкордантный возраст по результатам девяти измерений составил 108.6±1.2 млн лет (табл. 1). Два измерения, проведенные в центре и крае идиоморфного таблитчатого зерна дали результат 88.3±2.2 млн лет. Наиболее вероятно в данном случае предполагать загрязнение пробы.

Риолитовый туф (G13-1-6) отобран в скальных обнажениях алькаквуньской свиты в правом борту р. Паляваам. Зерна цирконов 0.3–0.5 мм с ярко выраженными ядрами и концентрической зональностью. Конкордантный возраст по 11 измерениям составил 91.23±0.7 млн лет.

Андезит (G16-5-1) отобран на правобережье р. Левтутвеем (руч. Ыльитрин). Зерна цирконов с ярко выраженным удлинением, параллельной граням зерен и в отдельных случаях концентрической зональностью. Девять измерений дали результат 87.7–91.5 млн лет. Одно измерение дало значение 107.3 млн лет. Конкордантный возраст по десяти измерениям составил 89.6±0.9 млн лет, что совпадает со средневзвешенным возрастом. Зерно с более древним возрастом, вероятнее всего, имеет ксеногенную природу.

Андезит (V-83) отобран из карьера вблизи п. Апапельгино (устье р. Апапельгин). Зерна цирконов характеризуются удлиненно-призматическим габитусом с концентрической зональностью с ярко выраженными ядрами. Конкордантный возраст по результатам пятнадцати измерений составил 105.8±0.8 млн лет.

ПЕТРО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ

Андезиты рек Апапельгин, Паляваам, Левтутвеем (этчикуньская свита)

Петрогенные элементы. Содержания петрогенных элементов приведены в табл. 2. Составы андезитов, изученных на участках рек Апапельгин и Паляваам характеризуются высокими содержаниями калия (K2O = 4.63–6.56 мас. %) при вариациях кремнезема (SiO2) в диапазоне 54.12–63.01 мас.%. На классификационной диаграмме SiO2–K2O (рис. 4а) фигуративные точки их составов попадают в область шошонит-латитовой серии. Для отнесения вулканитов к этому ряду помимо высоких содержаний K2O требуется выполнение нескольких условий (Сасим и др., 2012). Величина K2O/Na2O должна лежать в пределах 0.5–2.0 (Wilson, 1989) (повышенные значения величины K2O/Na2O в образце G 6-1-3, вероятнее всего, связано с вторичными изменениями) и концентрации TiO2 должны быть ≤1.3 мас.% (Morrison, 1980). На диаграмме зависимости TiO2 от SiO2 (рис. 5) прямая, заданная уравнением TiO2= - 0.087SiO2 + 6.27 отделяет область пород латит-шошонитовой серии от области других вулканитов субщелочного ряда (Первов, 1988). Как видно из рис. 5, точки составов андезитов рек Паляваам и Апапельгин располагаются в поле латит-шошонитовой серии (либо вблизи разделительной линии) и практически совпадают с полем аналогичных пород из Охотского и Пенжинского полей ОЧВП (Захаров и др., 1976).

 

Рис. 4. Классификационные диаграммы SiO2–Na2O+K2O (Ewart, 1982) (a) и SiO2 –K2O (Le Maitre et al., 1989) (б).

1–3 — этчикуньская свита: 1 — андезиты р. Апапельгин, 2 – андезиты р. Паляваам, 3 — андезиты р. Левтутвеем; 4–7 — Чаунская серия: 4, 5 — кислые вулканиты алькаквуньской свиты (4 — р. Левтутвеем, 5 — р. Паляваам), 6 — кислые вулканиты каленьмуваамской свиты, 7 — кислые вулканиты пыкарваамской свиты.

Здесь и далее диаграммы построены для составов, пересчитанных на 100%.

 

Рис. 5. Диаграмма SiO2–TiO2 для вулканических пород этчикуньской свиты. Прямая, разделяющая породы шошонит-латитовой и трахибазальтовой серии, задана уравнением TiO2= - 0.087SiO2 + 6.27 (Первов, 1988). Серое поле – вулканиты Охотского и Пенжинского секторов ОЧВП по (Захаров и др., 1986).

Остальные условные обозначения — на рис. 4.

 

Таблица 2. Содержание главных элементов (мас.%) в вулканогенных породах Чаунского района

Компонент

1

2

3

4

5

6

7

8

9

G6-1-3

G18-1-6

G18-1-7

G13-3-3

G13-1-1

G16-5-1

G16-5-2

G16-6-1

G14-1-3

SiO2

48.18

52.65

52.52

60.79

54.71

61.39

60.28

59.38

72.66

TiO2

0.93

0.82

0.82

0.80

0.91

0.70

0.76

0.89

0.19

Al2O3

10.50

13.52

13.41

15.76

15.82

16.56

16.77

17.41

13.00

Fe2O3

0.73

0.65

0.85

2.00

1.15

0.81

0.96

1.01

1.44

FeO

5.15

5.19

5.01

3.43

4.42

4.06

4.48

4.26

0.80

MnO

0.12

0.12

0.10

0.12

0.17

0.10

0.10

0.10

0.04

MgO

6.29

6.56

6.43

1.01

1.75

1.63

2.24

1.64

0.35

CaO

10.21

7.21

7.62

2.94

4.46

5.70

5.67

6.58

0.87

K2O

5.40

4.44

4.46

6.12

5.70

2.84

2.51

2.34

6.41

Na2O

1.08

2.12

1.89

3.22

3.10

2.76

2.76

2.45

2.71

P2O5

0.42

0.27

0.27

0.27

0.38

0.21

0.23

0.22

0.04

ппп

10.41

5.89

6.09

3.14

6.94

2.80

2.74

3.24

1.41

Сумма

99.43

99.43

99.45

99.61

99.50

99.55

99.50

99.52

99.90

Mg#

65.85

66.94

66.48

25.66

36.34

37.74

42.72

36.20

22.73

Компонент

10

11

12

13

14

15

16

17

18

G14-2-1

G14-2-3

G15-1-1

G15-4-1

G16-1-1

G16-2-2

G16-3-1

G13-1-6

G17-1-2

SiO2

71.15

68.55

72.94

73.58

75.22

75.69

74.44

70.01

64.52

TiO2

0.21

0.42

0.19

0.19

0.13

0.12

0.13

0.24

0.22

Al2O3

12.56

14.68

13.97

13.49

14.04

14.34

14.27

14.90

16.05

Fe2O3

1.26

2.17

1.90

1.96

1.42

1.53

1.64

1.39

0.23

FeO

0.89

1.10

0.16

0.16

0.08

0.09

0.41

1.90

2.39

MnO

0.04

0.07

0.04

0.07

0.02

0.03

0.03

0.06

0.07

MgO

0.23

1.74

0.44

0.46

0.14

0.13

0.23

0.53

1.08

CaO

1.14

2.15

0.30

0.98

0.13

0.14

0.14

0.24

2.46

K2O

3.99

4.54

4.51

4.05

4.62

4.67

4.62

4.82

2.69

Na2O

3.34

2.99

3.18

3.19

3.03

1.41

1.98

3.77

4.34

P2O5

0.04

0.11

0.05

0.06

0.02

0.02

0.02

0.08

0.07

ппп

5.05

1.35

2.30

1.80

1.13

1.83

2.05

1.86

5.62

Сумма

99.91

99.88

99.98

99.99

99.98

99.99

99.95

99.79

99.73

Mg#

16.90

50.32

29.44

29.81

15.23

13.58

17.55

23.03

42.59

Примечания. 1–8 — андезиты (этчикуньская свита): 1–3 — р. Апапельгин, ٤, 5 — р. Паляваам, 6–8 — р. Ыльитрын; 9–11 — риолиты (каленьмуваамская свита); 12, 13 — кислые туфы (пыкарваамская свита); 1٤–18 — риолиты, риолитовые туфы (алькаквуньская свита).

 

На диаграмме SiO2-(Na2O+K2O) составы пород локализуются преимущественно в области трахиандезитов, частично попадая в область базальтовых трахиандезитов и трахидацитов (рис. 4б). Андезиты левобережья р. Левтутвеем при сопоставимых значениях кремнекислотности (SiO2=61.67–63.45 мас.%) имеют значительно меньшие содержания калия (K2O=2.43–2.93 мас.%) и попадают в область высококалиевого известково-щелочного ряда (рис. 4а). На диаграмме SiO2-(Na2O+K2O) точки их составов располагаются вблизи границы полей андезитов и дацитов. На диаграмме AFM все изученные андезиты попадают в область известково-щелочных пород (рис. 6).

 

Рис. 6. Диаграмма AFM ((Na2O+K2O) – FeO*–MgO), где FeO* = FeO+0.9Fe2O3 (Интерпретация…, 2001). Пунктирная линия со стрелкой – тренд эволюции вулканитов чаунской серии ОЧВП, сплошная линия со стрелкой – тренд эволюции вулканитов этчикуньской свиты. Жирная линия — раздел полей.

Остальные условные обозначения — на рис. 4.

 

Вариации содержаний магния составляют широкий диапазон, причем наиболее магнезиальными являются андезиты р. Апапельгин (MgO=6.88–7.06 мас.%), (Mg#= 65.85–66.94). В андезитах рек Паляваам и Левтутвеем концентрации магния низкие (MgO=1.05–2.31 мас.%), (Mg#=25.66–42.72), что свидетельствует о значительной дифференциации первичных мантийных расплавов.

Концентрации титана низкие во всех изученных андезитах (TiO2=0.72–1.05 мас.%). В андезитах этчикуньской свиты разреза р. Апапельгин наблюдаются низкие концентрации глинозема (Al2O3=11.80–14.45 мас.%) и повышенные концентрации кальция (CaO=7.7–11.47 мас.%). В образцах из разреза р. Паляваам концентрации глинозема увеличиваются до 17 мас.%, а концентрации кальция падают до 3 мас.% (табл. 2). Наиболее глиноземистыми являются андезиты р. Левтутвеем (Al2O3=17.12– 18.08 мас.%). Вариации кальция в них составляют (CaO=5.86–6.84 мас.%). Вариационные диаграммы (рис. 7) демонстрируют отчетливую отрицательную зависимость для большинства главных элементов в андезитах этчикуньской свиты от величины содержания SiO2. Прямая зависимость от уровня содержания SiO2 наблюдается только для глинозема, калия и натрия. В андезитах р. Левтутвеем (по трем представленным образцам) не наблюдается широких вариаций состава. Их фигуративные точки образуют компактные скопления в основании эволюционных трендов вулканитов ОЧВП.

 

Рис. 7. Зависимости TiO2, MgO, CaO, Al2O3, FeO*, K2O, Na2O и P2O5 от SiO2 для вулканогенных пород междуречья рек Левтутвеем–Паляваам.

Условные обозначения — на рис. 4.

 

Рассеянные элементы. Содержания рассеянных элементов приведены в табл. 3. Андезиты рек Паляваам и Апапельгин характеризуются высокими суммарными концентрациями редкоземельных элементов (РЗЭ) (La+Sm+Yb=78.78–120.29 г/т), экстремально высоким обогащением легкими РЗЭ (ЛРЗЭ) и высокими отношениями ЛРЗЭ к средним РЗЭ (СРЗЭ) (Lan/Smn=3.25–5.1) и к тяжелым РЗЭ (ТРЗЭ) (Lan/Ybn= 21.67–27.9). Формы спектров распределения РЗЭ конформны для всех исследованных образцов (рис. 8а). Следует отметить отсутствие прямой корреляции содержаний магния с суммой РЗЭ. Наблюдается минимум европия (Eu/Eu*=0.51–0.65), свидетельствующий об устойчивом фракционировании плагиоклаза. Для андезитов участка р. Апапельгин характерны высокие концентрации никеля и хрома (NiO=127–270 г/т, Cr=190–439 г/т), в то время как в андезитах р. Паляваам концентрации этих элементов значительно ниже (NiO=10.4–30.6 г/т, Cr=15.6–72.3 г/т) (табл. 3).

 

Рис. 8. Спектры распределения РЗЭ, нормированные по хондриту (а), и элементов-примесей, нормированные на примитивную мантию (б), для вулканогенных пород этчикуньской и левтутвеемской свит.

1, 2 — андезиты этчикуньской свиты: 1 — р. Апапельгин, 2 – р. Паляваам; 3 — андезиты левтутвеемской свиты; 4 — спектр базальтов океанических островов (OIB); 5 — спектр верхней континентальной коры (ВКК) (Тейлор, Мак-Леннан, 1988). Серое поле — рифтогенные вулканиты Юго-Восточного Забайкалья по (Сасим и др., 2012). Нормировано по (Sun, McDonough, 1989).

 

Таблица 3. Содержание рассеянных элементов (г/т) в вулканогенных породах Чаунского района

Элемент

G 6-1-3

G 18-1-6

G 18-1-7

G 13-3-3

G 13-1-1

G 16-5-1

G 16-5-2

G 16-6-1

G 14-1-3

V

117

106

111

102

153

77.6

82.0

63.1

14.9

Cr

439

190.3

238.1

32.3

72.3

15.6

19.5

15.6

7.7

Co

31.8

24.0

25.8

8.3

18.2

9.0

9.6

9.9

1.2

Ni

270

127.0

132.3

11.9

30.6

10.4

9.5

9.0

4.2

Cu

27.8

31.5

41.3

12.6

22.4

8.5

8.1

7.9

2.7

Zn

76.4

68.9

66.8

143

70.5

77.7

84.6

85.6

76.6

Rb

302

209

205

346

344

45.4

61.5

56.0

335

Sr

1281

1037

1001

583

879

421

469

496

101

Ba

2543

1744

1669

2010

1936

415

688

821

591

U

9.6

8.3

8.5

10.8

9.7

2.0

2.7

2.3

8.0

Th

46.4

47.6

48.5

53.3

44.2

7.8

9.2

8.4

30.4

Y

28.4

33.7

34.6

38.8

32.4

29.7

30.9

29.8

49.4

Zr

335

261

265

364

372

172

212

215

168

Hf

9.0

6.1

6.4

9.5

9.6

4.4

5.2

5.4

5.4

Nb

20.0

18.3

18.4

18.9

16.8

12.9

13.1

12.4

13.9

Ta

1.2

1.12

1.15

1.2

1.1

0.80

0.80

0.78

1.2

Cs

17.1

17.7

20.8

12.1

19.3

4.6

2.7

3.7

12.2

La

74.2

102.8

104.4

98.0

88.6

24.0

28.6

26.5

55.6

Ce

165

208.7

210.7

215

195

67.1

68.3

65.1

115

Pr

20.0

22.8

22.9

24.2

22.1

6.2

7.1

6.5

12.4

Nd

81.8

83.5

83.0

92.3

85.7

25.4

29.3

27.2

46.7

Sm

14.7

13.2

13.2

15.9

15.1

5.2

5.8

5.5

9.1

Eu

2.5

2.2

2.3

2.4

2.7

1.2

1.3

1.4

0.54

Gd

10.0

9.6

9.8

11.2

10.7

5.1

5.7

5.3

8.4

Tb

1.3

1.3

1.3

1.5

1.4

0.80

0.88

0.82

1.7

Dy

5.7

6.0

6.2

7.1

6.4

4.7

4.9

4.8

7.6

Ho

0.96

1.06

1.10

1.2

1.1

0.95

1.0

1.0

1.6

Er

2.5

3.0

3.1

3.4

2.9

2.8

3.0

2.8

4.6

Tm

0.34

0.42

0.42

0.45

0.41

0.40

0.43

0.41

0.66

Yb

2.2

2.6

2.7

3.0

2.6

2.7

2.8

2.8

4.5

Lu

0.33

0.41

0.40

0.42

0.37

0.40

0.44

0.43

0.66

Таблица 3. (Окончание)

 Элемент

G 14-2-1

G 14-2-3

G 15-1-1

G 15-4-1

G 16-1-1

G 16-2-2

G 16-3-1

G 13-1-6

G 17-1-2

V

14.2

42.3

5.8

18.0

9.5

10.3

6.4

19.0

11.6

Cr

3.9

5.0

10.2

2.6

4.0

4.1

2.4

5.7

2.7

Co

1.2

4.8

1.2

1.2

0.35

0.34

0.31

3.1

2.1

Ni

2.0

2.4

5.7

<ПО

2.1

1.1

<ПО

6.5

3.2

Cu

2.7

3.8

1.9

1.7

2.4

2.4

2.4

3.1

1.9

Zn

51.6

61.2

94.5

41.8

35.5

38.4

51.0

63.2

57.6

Rb

280

215

184

162

102

100

195

157

124

Sr

127

240

109

184

52.5

41.5

37.5

89.2

299

Ba

556

763

1091

937

690

703

723

1373

483

U

8.5

4.3

3.1

3.1

3.7

3.8

4.0

3.5

4.0

Th

32.6

23.8

16.5

17.0

18.2

18.0

21.1

16.0

16.2

Y

53.3

35.5

22.5

19.9

31.3

31.0

40.1

29.6

35.8

Zr

192

156

107

86.3

164

159

145

117

132

Hf

6.1

4.7

3.3

3.1

5.5

5.3

5.0

3.9

4.1

Nb

14.9

11.8

7.6

8.0

10.8

10.6

10.6

9.9

10.2

Ta

1.4

0.95

0.67

0.73

0.89

0.91

0.83

0.81

0.75

Cs

12.5

5.6

21.0

13.0

7.5

7.3

12.0

5.4

6.0

La

58.2

54.8

36.5

36.2

44.3

43.8

45.1

39.7

38.8

Ce

122

113

71.2

68.7

92.0

89.6

90.8

84.4

81.0

Pr

12.9

11.6

7.3

6.9

9.7

9.6

9.8

8.9

8.6

Nd

49.0

42.8

25.5

24.2

36.4

35.6

36.9

34.1

34.9

Sm

9.4

7.9

4.4

4.0

6.8

6.6

6.9

6.6

6.6

Eu

0.56

0.95

0.74

0.68

0.44

0.44

0.43

0.76

0.74

Gd

8.6

6.8

3.8

3.4

5.8

5.9

6.4

5.9

6.3

Tb

1.4

1.1

0.60

0.55

0.93

0.92

1.0

0.90

1.0

Dy

8.1

5.8

3.4

3.2

5.2

5.1

5.9

5.0

5.9

Ho

1.6

1.1

0.70

0.64

1.0

1.0

1.2

0.99

1.2

Er

4.8

3.3

2.1

2.0

3.0

3.1

3.7

2.9

3.5

Tm

0.70

0.49

0.33

0.31

0.45

0.44

0.54

0.43

0.51

Yb

4.8

3.2

2.3

2.2

3.0

3.0

3.6

2.9

3.4

Lu

0.71

0.48

0.36

0.36

0.45

0.44

0.55

0.42

0.51

Примечания. Название пород и привязку обр. см. табл. 2, ПО — предел обнаружения.

 

Распределение большинства примесных элементов отображено на спайдерграмме (рис. 8б). Андезиты из районов рр. Апапельгин и Паляваам характеризуются сильным обогащением крупноионными литофильными элементами (КИЛЭ) (K, Rb, Ba, Th), ЛРЗЭ, концентрации которых значительно превышают соответствующие значения в продуктах внутриплитного магматизма. При этом содержания Zr, Y и ТРЗЭ в этих породах соответствуют содержанию этих элементов в базальтах океанических островов. Вместе с тем наблюдаются глубокие минимумы по Ta, Nb, P, Ti. В целом по характеру распределения примесных элементов описываемые андезиты очень близки к рифтогенным породам (рис. 8б).

Особенности распределения РЗЭ в андезитах участка р. Левтутвеем значительно отличаются от андезитов участков рр. Паляваам и Апапельгин (рис. 8а). Они содержат значительно меньшие суммарные концентрации РЗЭ (La+Sm+Yb=31.89–37.28 г/т) и отличаются меньшей степенью фракционирования РЗЭ (La/Sm=2.9–3.16, La/Yb=6.4–6.86). Отмечается дефицит европия (Eu/Eu*=0.69–0.77). На спайдерграмме (рис. 8б) закономерности поведения элементов-примесей аналогичны поведению этих элементов в вулканитах р. Апапельгин и р. Паляваам, но отличаются от них значительно более низкими концентрациями. Наблюдаются относительное обогащение КИЛЭ, минимумы Ti, P, Ta, Nb. Линии спектров распределения очень близки по форме и уровню концентраций элементов к спектру верхней континентальной коры. Концентрации никеля и хрома низкие (NiO=6.5–9.5 г/т, Cr=5.7–19.5 г/т).

Кислые вулканиты чаунской серии (алькаквуньская, каленьмуваамская, пыкарваамская свиты)

Петрогенные элементы. На классификационных диаграммах SiO2– K2O и AFM (рис. 4а; 6) точки составов кислых вулканитов ложатся в область высококалиевой известково-щелочной серии. Состав большинства пород соответствует составу риолитов, отдельные образцы соответствуют составу дацитов (рис. 4б).

Для кислых вулканитов характерны низкие концентрации титана (TiO2=0.12–0.43 мас.%), магния (MgO=0.14–1.76 мас.%), марганца (MnO=0.02–0.07 мас.%), кальция (CaO=0.13–2.18 мас.%), фосфора (P2O5=0.04–0.12 мас.%). Концентрации глинозема составляют (Al2O3) —13.20–17.05 мас.%, концентрации натрия (Na2O) — 1.44–4.61 мас.%, калия (K2O) — 2.86–6.5 мас.%. На вариационных диаграммах описываемые породы образуют тренды, отражающие обратную корреляцию для большинства петрогенных элементов с величиной SiO2 (рис. 7).

Рассеянные элементы. Суммарные концентрации РЗЭ La+Sm+Yb (табл. 3) колеблются в диапазоне 42.50–72.40 г/т, при этом наименьшие концентрации наблюдаются в породах пыкарваамской свиты, а наибольшие – в породах каленьмуваамской свиты. Для кислых вулканитов всех описываемых свит характерны однотипные спектры распределения РЗЭ с преобладанием ЛРЗЭ над СРЗЭ и значительным преобладанием ЛРЗЭ над ТРЗЭ (рис. 9 а–в) (La/Sm=3.78–5.78, La/Yb=8.31–12.21). Во всех спектрах наблюдается отрицательная аномалия европия (Eu/Eu*=0.19–0.56). Особенности распределения рассеянных элементов также имеют однотипный характер для всех изученных кислых вулканитов (рис. 9 г–е). Наблюдается обогащение КИЛЭ и обеднение высокозарядными элементами (ВЗЭ). Присутствуют глубокие отрицательные аномалии Ta, Nb, Sr, P, Ti.

 

Рис. 9. Спектры распределения РЗЭ, нормированные по хондриту (а–в), и элементов-примесей, нормированные на примитивную мантию (г–е), для кислых вулканитов алькаквуньской, каленьмуваамской и пыкарваамской свит.

1, 2 — алькаквуньская свита; 3 — каленьмуваамская свита; 4 — пыкарваамская свита. Сплошная черная линия — спектр базальтов океанических островов; пунктирная линия — верхняя континентальная кора (Тейлор, Мак-Леннан, 1988).

 

ОБСУЖДЕНИЕ

Андезиты с участков р. Паляваам и р. Апапельгин (этчикуньская свита)

Близкие возрастные датировки, петрографический состав, химия главных и редких элементов указывают на синхронность формирования и генетическую связь этих пород, пространственно значительно удаленных друг от друга, что позволяет нерасчлененные ранее андезиты участка р. Апапельгин включить в состав этчикуньской свиты. Для пород этого участка характерны высокие содержания магния, никеля, кобальта. Породы р. Паляваамм имеют более фракционированные составы, что свидетельствует о процессах фракционной кристаллизации при формировании всего комплекса вулканитов и подтверждается трендами на петрохимических диаграммах. В то же время экстремально высокие концентрации ЛРЗЭ, КИЛЭ, сильно фракционированные спектры распределения рассеянных элементов, отсутствие прямой корреляции между магнезиальностью пород и концентрациями РЗЭ в сочетании с дефицитом Ta и Nb свидетельствуют о том, что андезиты имеют гетерогенную природу и в процессе формирования испытывали влияние процессов контаминации континентальной коры и субдукции. Ранее для вулканитов этчикуньской свиты на сопредельных участках отмечались признаки их происхождения из расплавов как надсубдукционного (Ta-Nb минимум), так и внутриплитного генезиса (Tikhomirov et al., 2016).

Рассмотрение зависимости Nb/Yb–Th/Yb (Pearce, 2008) (рис. 10 а,б) позволяет выделить вариации состава различных магматических источников, вызванных процессами фракционной кристаллизации, парциального плавления и коровой контаминации. На диаграмме Nb/Yb–Th/Yb составы расплавов, связанные только с плавлением мантии, отражаются прямой зависимостью и постоянным значением отношения Th/Nb (серое диагональное поле). Их эволюция соответствует вектору W и отражает обогащение расплавов внутриплитным компонентом. Субдукционная составляющая отражается вектором S и выражена обогащением торием при постоянных концентрациях ниобия, поскольку ниобий не переносится водным флюидом. Повышение концентраций тория может быть также связано с процессами коровой контаминации, поскольку коровые породы обогащены Th относительно Nb (вектор C). Андезиты с участков рр. Паляваам и Апапельгин образуют компактное поле, смещенное вертикально вверх вдоль вектора S (субдукция) над точкой базальтов океанических островов, что подтверждает их связь с глубинным мантийным источником. В то же время точки составов андезитов несколько вытянуты вдоль вектора фракционной кристаллизации (W).

 

Рис. 10. Диаграмма зависимости Nb/Yb–Th/Yb для вулканогенных пород междуречья Левтутвеем-Паляваам.

(а) – модель плавления с учетом ассимиляции осадочных пород субдуцируемой плиты (Pearce, 2008). Линии со стрелками являются модельными трендами эволюции состава магм, выплавляемых с участием разной доли субдуцируемых осадков; пунктирные линии – процент ассимилированных осадков.

(б) – поля: ОД – островные дуги и АКО – активные континентальные окраины, по (Wilson, 1989) с изменениями; ВКК – верхняя континентальная кора (Тейлор, Мак-Леннан, 1988); точки составов базальтов срединно-океанических хребтов (N-MORB), обогащенных базальтов срединно-океанических хребтов (E-MORB), океанических островов (OIB) по (Sun, McDonough, 1989). Остальные условные обозначения на рис. 4.

 

Глубинная природа источника расплавов для описываемых андезитов и широкое развитие процессов коровой контаминации при их формировании подтверждается при рассмотрении диаграммы зависимости величин La/Sm–Gd/Yb (рис. 11). На этой диаграмме точки составов этчикуньских андезитов по величине отношения Gd/Yb образуют тренд, который берет начало из области, близкой к источнику океанических островов. Вместе с тем увеличение отношения La/Sm смещает точки их составов вправо (обратная корреляция) в область высоких значений коровой контаминации, что может свидетельствовать о внутриплитной природе расплавов. В то же время характер распределения рассеянных элементов для этих пород хорошо согласуется с данными для рифтогенных вулканитов (рис. 8), что, вероятно, отражает связь изученных андезитов с локальными зонами вторичного растяжения, как было указанно в (Ефремов, 2009; Tikhomirov et al., 2016)

 

Рис. 11. Диаграмма зависимости Gd/Yb от La/Sm (Saunders et al., 2005) для вулканитов бассейнов рр. Левтутвеем-Паляваам.

Условные обозначения — на рис. 4.

 

Из всех представленных выше данных следует, что андезиты этчикуньской свиты были сформированы в альбское время. Особенности их эволюции связаны с плавлением глубинного источника, фракционной кристаллизацией расплава в надсубдукционной обстановке, сопровождающейся процессами коровой контаминации. Наиболее вероятная геодинамическая обстановка их формирования — область локального растяжения над зоной субдукции.

Андезиты участка р. Левтутвеем и вулканиты чаунской серии ОЧВП

Андезиты участка р. Левтутвеем как по составу, так и по возрасту значительно отличаются от андезитов рр. Паляваам и Апапельгин и представляют собой принципиально иные магматические образования, ранее не описанные в регионе.

По данным U-Pb датирования возраст андезитов составляет 107.3–87.7 млн лет, в то время как возраст перекрывающей алькаквуньской свиты, залегающей в основании чаунской серии ОЧВП, составляет 91.4–86.7 млн лет (рис. 2, табл. 1). Таким образом, время формирования вулканитов очень близко, а геологические данные свидетельствуют о более древнем возрасте андезитов.

Андезиты участка р. Левтутвеем и кислые вулканиты чаунской серии связаны между собой общими особенностями эволюции вещественного состава. На петрохимических диаграммах андезиты образуют компактную группу, которая располагается в основании трендов эволюции вулканитов ОЧВП (рис. 6, 7).

По характеру распределения РЗЭ и элементов-примесей спектры андезитов и кислых вулканитов близки между собой и практически идентичны со спектрами РЗЭ и спайдерграммой верхней континентальной коры (ВКК), отличаясь более выраженным Ta-Nb минимумом (рис. 8).

Андезиты р. Левтутвеем и кислые вулканиты ОЧВП характеризуются высокими значениями отношения Th/Yb, хотя в кислых породах это значение несколько выше (рис. 10). На диаграмме зависимости Nb/Yb–Th/Yb (рис. 10а) точки их составов смещены от источника типа E-MORB вдоль субдукционного вектора S, что может свидетельствовать о двух процессах при эволюции расплава – субдукционного обогащения и коровой контаминации. Для оценки доли субдукционного компонента на диаграмму нанесены модельные тренды эволюции состава магм (вертикальные стрелки) выплавляемых с участием разной доли субдуцируемых осадков (Pearсe, 2008). Процент ассимилированных осадочных пород отражают пунктирные линии.

Роль контаминации в формировании рассматриваемых пород отражена на диаграмме Gd/Yb–La/Sm (рис. 11). На этой диаграмме точки составов образуют ярко выраженный тренд вдоль оси La/Sm, совпадающий с вектором коровой контаминации. В основании тренда располагаются точки составов андезитов левтутвеемской свиты. Наиболее контаминированными породами являются кислые туфы пыкарваамской свиты. Составы пород других свит практически совпадают с составом верхней континентальной коры (рис. 11).

При обсуждении вопроса об источнике и эволюции расплавов для вулканитов чаунской серии, следует иметь в виду, что диаграмма Nb/Yb–Th/Yb (рис. 10) не дает однозначного ответа на вопрос: формировались ли описываемые породы в области мантийного клина из мантии, испытавшей метасоматическое обогащение надсубдукционными флюидами. Повышенные значения величины Th/Yb, вероятнее всего, обу-словлены процессами коровой контаминации. На это также указывают геохимические особенности пород, такие как близость спектров РЗЭ и элементов-примесей к составу верхней континентальной коры и положение точек составов кислых вулканитов ОЧВП на диаграмме La/Sm–Gd/Yb (рис. 11).

На дискриминантной диаграмме Nb/Yb–Th/Yb (рис. 10б) все вулканиты чаунской серии попадают в поле активных континентальных окраин, а на рис. 10а — в поле вулканитов Охотского сектора ОЧВП. На диаграммах Sc/ Ni–La/Yb и Th– La/Yb (рис. 12) точки составов андезитов р. Левтутвеем располагаются внутри или вблизи поля андезитов континентальных островных дуг и незрелых континентальных границ.

 

Рис. 12. Дискриминантные диаграммы Sc/Ni–La/Yb и Th–La/Yb (Bailey, 1981) для андезитов участка р. Левтутвеем. Черный треугольник – андезиты р. Левтутвеем.

 

Представленные данные свидетельствуют о том, что андезиты р. Левтутвеем и кислые вулканиты алькаквуньской, каленьмуваамской и пыкарваамской свит представляют собой эволюционный ряд генетически связанных пород. Этот факт позволяет рассматривать андезиты р. Левтутвеем в качестве «нижних андезитов», которые наблюдаются в основании разрезов ОЧВП на всем его протяжении. Ранее считалось, что в Центрально-Чукотском секторе ОЧВП подобные образования отсутствуют.

Геодинамической обстановкой их формирования является активная континентальная окраина. Ранние фазы ее становления (туронский век) представлены андезитами левтутвеемской свиты. Кислые вулканиты (турон-коньякский век), вероятно, были сформированы на более зрелой стадии эволюции активной окраины, о чем свидетельствует широкое развитие процессов коровой контаминации. Присутствие левтутвеемских андезитов на ранней стадии эволюции магматической системы ставит под сомнение антидромный характер магматизма в Центрально-Чукотском секторе ОЧВП.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Для исследуемого района на основании геохимических и геохронологических данных впервые выделены вулканиты среднего состава, которые могут рассматриваться в качестве комплекса «нижних андезитов», залегающих в основании ОЧВП на всем его протяжении.

Проведенные исследования подтвердили существующие ранее представления (Tikhomirov et al., 2016) о двух этапах раннемелового магматизма в регионе. Первый представлен щелочными вулканитами латит-шошонитовой серии (этчикуньская свита) (110–105 млн лет, настоящая работа), (108–103 млн лет, Tikhomirov et al., 2016). Второй представлен вулканитами чаунской серии ОЧВП, формирование которой на изученной территории началось с андезитов р. Левтутвеем (91–87 млн лет) в туронское время.

Обоснована принадлежность ранее не изученных средних вулканитов района устья р. Апапельгин к щелочным вулканитам этчикуньской свиты.

Авторы признательны РАО «Роснефть» за финансирование полевых исследований на п-ве Чукотка и получение аналитических данных.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта: РНФ: 16-17-10251 – «Коллизионные и аккреционные структуры Северо-Востока России».

Базовое финансированием за счет субсидии по теме АААА-А17-117030610114-1.

×

About the authors

A. V. Ganelin

Geological Institute Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: al-gan@yandex.ru
Russian Federation, 7, Pyzhevsky lane, Moscow, 119017

E. V. Vatrushkina

Geological Institute Russian Academy of Sciences

Email: al-gan@yandex.ru
Russian Federation, 7, Pyzhevsky lane, Moscow, 119017

M. V. Luchitskaya

Geological Institute Russian Academy of Sciences

Email: al-gan@yandex.ru
Russian Federation, 7, Pyzhevsky lane, Moscow, 119017

References

  1. Акинин В.В., Миллер Э.Л. (2011) Эволюция известково-щелочных магм Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Петрология 19(3), 249–290.
  2. Белый В.Ф. (1977) Стратиграфия и структуры Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. М.: Наука, 171 с.
  3. Белый В.Ф. (1961) Стратиграфия и тектоника Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (Центральная Чукотка) Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Магадан.СВКНИИ, 15, 36–71.
  4. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000 (пояснительная записка). Серия Анюйско-Чаунская, лист R59- XXIX, XXX. Магадан. 1976.
  5. Захаров М.Н., Конусова В.В., Смирнова Е.В. (1986) Особенности распределения РЗЭ в вулканических образованиях Охотско-Чукотского пояса и в базальтоидах наложенных кайнозойских структур континентальных сводов. В кн. Геохимия вулканитов различных геодинамических обстановок. Новосибирск: Наука, 133–148.
  6. Ефремов С.В. (2009) Геохимия и генезис ультракалиевых и калиевых магматитов восточного побережья Чаунской губы (Чукотка), их роль в металлогенической специализации оловоносных гранитоидов. Тихоокеанская геология 28(1), 84–95.
  7. Жуланова И.Л., Русакова Т.Б., Котляр И.Н. (2007) Геохронология и геохронометрия эндогенных событий в мезозойской истории Северо-Востока Азии. М.: Наука, 358 с.
  8. Журавлев Г.Ф. (1979) Геологическое строение и полезные ископаемые Чаунской вулканической зоны Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. В кн. Геология, стратиграфия и полезные ископаемые Сибири. Томск: Изд-во Томского Ун-та, 26–30.
  9. Захаров М.Н., Конусова В.В., Смирнова Е.В. (1986) Редкие земли в базальтоидах Омолонского района (Охотско-Чукотский вулканогенный пояс). Геология и разведка (4), 62–70.
  10. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.П. (1990) Тектоника литосферных плит СССР. Кн. 2. М.: Недра, 334 с.
  11. Интерпретация геохимических данных. (2001) Под ред. Е.В.Склярова. М.: Инжиниринг, 288 с.
  12. Котляр И.Н., Русакова Т.Б. (2004) Меловой магматизм и рудоносность Охотско-Чукотской области: геолого-геохронологическая корреляция. Магадан, СВКНИИ, 152 с.
  13. Парфенов Л.М. (1984) Континентальные окраины и островные дуги в мезозоидах северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 192 с.
  14. Первов В.А. (1988) Петрология позднемезозойских субщелочных вулканических пород Юго-Восточного Забайкалья и Монголии. Дис. … канд. геол-мин. наук. М., 24 с.
  15. Сасим С.А., Чуканова В.С., Ильина Н.Н., Семенова Ю.В., Ощепкова А.В. (2012) Геохимия вулканических пород позднемезозойской рифтогенной ассоциации Александро-Заводской впадины (Юго-Восточное Забайкалье). Известия Иркутского государственного университета. Серия «Науки о Земле» 5(2), 209–228.
  16. Соколов С.Д. (2010) Очерк тектоники Северо-Востока Азии. Геотектоника (6), 60–78.
  17. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. (1988) Континентальная кора ее состав и эволюция. М.: Мир, 285 с.
  18. Тибилов И.В., Черепанова И.Ю. (2001) Геология севера Чукотки – современное состояние и проблемы. М.: ГЕОС, 94 с.
  19. Тихомиров П.Л., Акинин В.В., Исполатов В.О., Александер П., Черепанова И.Ю., Загоскин В.В. (2006) Стратиграфия, Геологическая корреляция 14(5), 81–95.
  20. Филатова Н.И. (1988) Периокеанические вулканогенные пояса. М: Недра, 263 с.
  21. Филиппова Г.Г. (1996) Стратиграфия и возраст вулканогенных образований левобережья р. Паляваам и бассейнов рек Мильгувеем-Угаткин-Чаун. Колыма (3), 7–18.
  22. Филиппова Г.Г. (2001) Тихоокеанская геология 20(1), 85–99.
  23. Bailey J.C. (1981) Geochemical criteria for a refined tectonic discrimination of orogenic andesites Chem. Geol 32(1-2), 139–154.
  24. Ewart A. (1982) The mineralogy and petrology of Tertiary-Recent orogenic volcanic rocks: with special reference to the andesitic-basaltic compositional range In: Thorp R.S., (Ed.) Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks, John Wiley and Sons; New York, 25–95.
  25. Ispolatov V.O., Tikhomirov P.L., Heizler M., Cherepanova I. Yu. (2004) New Ar/Ar ages of Cretaceous continental volcanics from Central Chukotka: implications for Initiation and duration of volcanism within the Northern Part of the Okhotsk Chukotka Volcanic Belt (Northeasten Eurasia) J. Geol 112, 369–377.
  26. Kelley S.R., Spicer R.A., Herman A.B. (1999) New Ar/Ar dates for Cretaceous Chauna Group tephra north-eastern Russia, and their implications for the geologic history and floral evolution of the North Pacific region. Cretaceous Research 20, 97–106.
  27. Le Maitre R.W., Bateman P., Dudek A. (1989) A classification of igneous rocks and glossary of terms. Blackwell: Oxford, 137–150.
  28. Ludwig K.R. (2001) SQUID 1.02. A user manual, a geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley, USA: Berkeley Geochronology. Center Special Publication.
  29. Ludwig K.R. (2003) User’s manual for Isoplot/Ex. Version 3.00, a geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley, USA: Berkeley Geochronology Center Special Publication.
  30. Morrison G. W. (1980) Characteristics and tectonic setting of shoshonite rock association. Lithos 13(1), 97–108.
  31. Pearce J.A. (2008) Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classifi cation and the search for Archean oceanic crust. Lithos 100, 14–48.
  32. Saunders A.D., England R.W., Reichow M.K., White R.V. (2005) A mantle plume origin for the Siberian traps: uplift and extension in the West Siberian Basin, Russia. Lithos 79, 407–424.
  33. Sun S., McDonough W. (1989) Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes In: A.D. Saunders and M.J. Norry (Eds.) Magmatism in the Ocean Basins. Geol. Soc. London Spec. Publ 42, 313–345.
  34. Tikhomirov P.L., Kalinina E.A., Moriguti T., Makisima A., Kobayashi K., Cherepanova I.Yu., Nakamura E. (2012) The Cretaceous Okhotsk-Chukotka Volcanic Belt (NE Russia): Geology, geochronology, magma output rates, and implications on the genesis of silisic LIPs. J. Volcan. and Geoth. Res 221, 14–32.
  35. Tikhomirov P.L., Kalinina E.A., Moriguti T., Makisima A., Kobayashi K., Cherepanova I.Yu., Nakamura E. (2016) Trace element and isotopic geochemistry of Cretaceous magmatism in NE Asia: Spatial zonation, temporal evolution, and tectonic controls. Lithos 264, 463–471.
  36. Vatrushkina E.V., Sergeev S.A., Sokolov S.D. (2015) Composition and geochronology of the Cretaceous volcanic formations, Central Chukotka. 7th International conference on Arctic margins. ICAM Abstracts, NGU Report 032. Trondheim, 137–138.
  37. Whilliams I.S. (1998) U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. Reviews in Economic Geology 7, 1–35.
  38. Wilson M. (1989) Igneous petrogenesis. Unwin Hyman: London, 446 p.

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. Fig. 1. Tectonic scheme of Northeast Asia (Sokolov, 2010) (a) and the geological scheme of the Chaunsky region of Central Chukotka, compiled from data (Geological Map ..., 1976) (b).

Download (150KB)
2. Fig. 2. Stratigraphic column of volcanogenic deposits of the Palyavaam-Leututvey river basins. Data was used for construction (Geological Map ..., 1976; Filippova, 2001).

Download (195KB)
3. Fig. 3. Charts with concordia for samples of Cretaceous volcanics of the Chaun district.

Download (128KB)
4. Fig. 4. Classification diagrams SiO2 – Na2O + K2O (Ewart, 1982) (a) and SiO2 –K2O (Le Maitre et al., 1989) (b).

Download (93KB)
5. Fig. 5. Diagram SiO2 – TiO2 for volcanic rocks of the Etchik Formation. The straight line dividing the rocks of the Shoshonite-Latite and Trachybasal series is given by the equation TiO2 = - 0.087SiO2 + 6.27 (Pervov, 1988). Gray field - the volcanic rocks of the Okhotsk and Penzhinsky OCVP sectors (Zakharov et al., 1986).

Download (31KB)
6. Fig. 6. The AFM diagram ((Na2O + K2O) - FeO * –MgO), where FeO * = FeO + 0.9Fe2O3 (Interpretation ..., 2001). The dashed line with the arrow indicates the evolution trend of the volcanic rocks of the Chaunsky series OCVP; The bold line is the field section. The remaining symbols are shown in Fig. four.

Download (44KB)
7. Fig. 7. Dependences of TiO2, MgO, CaO, Al2O3, FeO *, K2O, Na2O, and P2O5 on SiO2 for volcanogenic rocks between the Levututvey and Palyavaam rivers. The legend is in fig. 4

Download (193KB)
8. Fig. 8. Spectra of REE distribution, normalized by chondrite (a), and impurity elements, normalized to primitive mantle (b), for volcanogenic rocks of etchikan and levtutveyem suite

Download (183KB)
9. Fig. 9. The distribution spectra of REE, normalized by chondrite (a – b), and impurity elements normalized to primitive mantle (d – e), for acid volcanites of Alkakun, Kalinkuwaam and Pykparamo suite.

Download (298KB)
10. Fig. 10. Nb / Yb – Th / Yb dependence diagram for volcanogenic rocks of the Levututvey-Palyavaam interfluve.

Download (144KB)
11. Fig. 11. Diagram of Gd / Yb versus La / Sm (Saunders et al., 2005) for volcanic rocks of pp. Leututveyem-Palyavaam.

Download (64KB)
12. Fig. 12. Discriminant Sc / Ni – La / Yb and Th – La / Yb diagrams (Bailey, 1981) for andesites of the r. Leututwey. Black Triangle - Andesites p. Leututwey.

Download (110KB)

Copyright (c) 2019 Russian Academy of Sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies