CC BY
12НАУКА И ОБРАЗОВАНИЕ, 2006, №4
УДК 552.323.5
Вулканогенные образования верхнего карбона-нижней перми
Нятвенской впадины
В.Н. Рукович, И.И. Колодезников
Приводятся сведения о геологическом строении, петрографическом составе и петрохимических особенностях позднепалеозойских вулканогенных образованиях Восточной Якутии. На основании приведенных данных делаются выводы о их формационной принадлежности.
The article presents information about geological structure, petrografical composition and petrochemical peculiarity of Eastern Yakutia latepaleozoic volcanic complexes. Basing on the adduced data the conclusions about formation belongings are given.
Позднепалеозойские магматические породы основного состава широко развиты в пределах Нятвенской впадины. Последняя расположена в юго-западной части Приколымского горст-антиклинория и привлекает внимание рядом особенностей своего строения. Прежде всего, это интенсивный базитовый вулканизм в пределах практически всей впадины, детальное описание которого приведено ниже. Нятвенская впадина в отличие от большинства линейных структур этого региона имеет овальные очертания. Время заложения и развития впадины, на основе анализа осадочных формаций, определено как поздний палеозой [1]. Отложения раннего карбона-ранней перми представлены в основании карбонатными породами, сменяющимися вверх по разрезу тер-ригенными, вулкано-терригенными. Венчает разрез мощная толща (больше 1200 м) вулканических пород чахаданской свиты. Вулканические породы представлены базальтами; пирокласти-ческие породы основного состава присутствуют в незначительном количестве. Для вулканитов характерно пологое площадное залегание, охватывающее почти всю впадину, и увеличение мощности покровов к ее центральной, наиболее погруженной части. Процесс опускания был компенсационным по отношению к излиянию огромных объемов базальтовой магмы.
Рассмотренные особенности геологического строения Нятвенской впадины позволяют отне-
РУКОВИЧ Владимир Никитич - к.г.-м.н., доцент ЯГУ; КОЛОДЕЗНИКОВ Игорь Иннокентьевич -д.г.-м.н., зав. кафедрой ЯГУ.
сти ее к классу крупнейших позднепалеозойских наложенных вулкано-тектонических структур. Пологое, почти горизонтальное, залегание вулканических толщ сохранилось до настоящего времени, несмотря на то, что к западу и юго-западу от впадины интенсивно проявились мезозойские тектонические деформации.
Как видно из приведенного краткого геологического описания, вулканиты позднего палеозоя-раннего мезозоя Нятвенской впадины в своем геологическом положении и, как будет показано ниже, в своем составе имеют определенное сходство с траппами, развитыми в пределах платформ. Эти признаки естественно не могли быть не замеченными и послужили основой для отнесения описываемых вулканитов к трапповой формации [2, 3].
Возраст вулканогенных образований определен на основании находок органических остатков в осадочных породах, заключенных между вулканическими пачками. При определении возраста мы придерживаемся стратиграфической схемы, принятой на Втором межведомственном стратиграфическом совещании [4], отступая от нее лишь в определении верхней возрастной границы чахаданской свиты. Авторы, вслед за Б.В. Пепеляевым, О.В. Юферевым, О.И. Богуш [5] определяют возраст чахаданской свиты как позднекарбоновый-раннепермский.
Выполненные определения абсолютного возраста калий-аргоновым методом в лаборатории геохронологии и изотопного анализа Института геологических наук СО РАН по образцам базальтов дуксундинской свиты дали цифру 390 ± 3 млн. лет.
РУКОВИЧ, КОЛОДЕЗНИКОВ
Вулканогенные образования верхнетурней-ского возраста имеют ограниченное распространение в юго-западной части впадины. По данным Б.В. Пепеляева, О.В. Юферева, О.И. Богуш [5], ведущая роль в составе разреза принадлежит осадочным породам, лавовые потоки сложены плагиобазальтами незначительной мощности.
Вулканогенно-осадочные отложения среднего карбона (?) имеют незначительное площадное распространение. Обнажена вулканогенная часть разреза на правом берегу р. Поповка против устья руч. Широкого. Здесь нет непрерывного разреза, видны лишь отдельные его фрагменты, рассеченные значительным количеством интрузивов основного состава [6].
В составе вулканогенных отложений среднего карбона преобладают осадочно-вулканогенно-кластические породы. Лавы базальтов имеют подчиненное значение.
Базальты имеют порфировую структуру. Порфировые выделения представлены плагиоклазом и моноклинным пироксеном и составляют 6-7 % от объема породы. Размер вкрапленников достигает 2 мм. Плагиоклаз во вкрапленниках представлен псевдоморфозой карбоната, а пи-роксены практически не изменены.
Основная масса состоит из тонких лейст плагиоклаза длиной 0,3-0,5 мм, зернышек рудного минерала, связанных хлоритизированным стеклом. Структура основной массы интерсерталь-ная, реже апоинтерсертальная и гиалопилитовая. Миндалины заполнены хлоритом и карбонатом.
Изучение вулканогенных образований верхнего карбона-нижней перми, объединенных в чаходанскую „свиту, произведено в пределах Нятвенской впадины в бассейнах рр. Поповка и Ясачная. Здесь нет непрерывного разреза всей вулканогенной толщи данного возраста на всю предполагаемую мощность. Это связано с довольно пологам падением пород и осложненно-стью разреза поздними блоковыми тектоническими перемещениями.
Скальный выход базальтов чахаданской свиты описан в правом борту р. Поповка в 3 км ниже устья руч. Широкого. В обрыве хорошо видны три покрова базальтов, полого падающих под углом 10° с азимутом падения 310°. Мощность центрального покрова около 10 м, у него четко видны подошва и кровля. Видимая мощность двух других покровов также порядка 10 м каждого, но в одном видна лишь кровля, в другом -подошва. В подошве и центральной части покровов базальты плотные, с крупными, до 4 мм, порфировыми выделениями пироксенов, миндалины встречаются редко. В кровле потоков ба-
зальты - миндалекаменные с шаровыми обособлениями и со скорлуповатой отдельностью.
В обнажении по правому борту долины р. Ясачная против устья руч. Неру вулканиты чахаданской свиты прорваны субвулканическими интрузиями кислого состава мезозойского возраста.
Таким образом, ведущая роль в строении разреза вулканогенных образований верхнего карбона-нижней перми принадлежит лавовым потокам и покровам, а вулканогенно-обломочные образования присутствуют в резко подчиненном количестве.
Базальты по составу вкрапленников подразделяются на плагиоклаз-пироксеновые, пирок-сен-плагиоклазовые, пироксеновые и оливин-пироксеновые. Наибольшим распространением пользуются пироксеновые базальты, реже встречаются оливин-пироксеновые.
В плагиоклаз-пироксеновых базальтах количество плагиоклаза и пироксена во вкрапленниках практически равно и составляет 3^4 %. В пи-роксен-плагиоклазовых базальтах количество пироксена во вкрапленниках возрастает до 9,5% , а плагиоклаза остается прежнее количество - 3 %. В пироксеновых базальтах во вкрапленниках только пироксен до 2,5 %. В оливин-пироксе-новых базальтах пироксена во вкрапленниках -4,7 %, оливина-2,1 %.
Плагиоклаз во вкрапленниках содержит 58-60 % анортитового компонента. Состав моноклинных пироксенов определен на рентгеновском микроанализаторе 1ХА-50 (табл. 1). Из таблицы видно, что состав клинопироксенов меняется от пироксен-плагиоклазовых базальтов к плагиоклаз-пироксеновым. Увеличивается содержание ТЮ2, А1203, РеО, Ка20 и уменьшается Сг205 и МцО. Железистость клинопироксенов возрастает от 11 до 23 %. Для плагиоклаз-пироксеновых базальтов характерна амфиболи-зация клинопироксенов, часть сохраняется в совершенно нетронутом виде. По химическому составу клинопироксены относятся к эндиопсиду.
Оливин представляет собой псевдоморфозу серпентина, карбоната и хлорита.
Структура основной массы в основном интер-сертальная, состоящая из микролитов плагиоклаза, пироксена, рудного минерала и хлоритизиро-ванного вулканического стекла. Иногда в базальтах встречается палагонит, который обычно имеет желтоватый и зеленовато-бурый цвет и яркую интерференционную окраску. Реже в базальтах отмечается микродолеритовая структура. Практически для всех вулканических пород характерна миндалекаменная текстура.
ВУЛКАНОГЕННЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ ВЕРХНЕГО КАРБОНА-НИЖНЕЙ ПЕРМИ
Таблица 1
Химический состав клинопироксенов из позднепалеозойских вулканических пород
Компонент 25-33 25-30 11-8-4 13-15 13-16 13-16
БЮ, 53,368 52,527 51,465 52,242 48,534 49,453
ТЮ2 0,463 0,364 1,260 0,982 2,021 1,737
А!, О, 1.652 1,579 2,812 2,517 4,183 4,397
Сг203 0,750 0,746 0,244 0.000 0,000 0,000
РеО 3,990 4,131 7,002 8,534 7,817 7,805
МпО 0,127 0,128 0,157 0,200 0,191 0,183
18,135 19,053 16,601 17,139 14,567 14,681
СаО 21,457 20,380 21,522 19,499 21,041 20,678
n320 0,256 0,269 0,297 0,314 0,422 0,406
Сумма 100,137 99,176 101,358 101,428 98,745 99,348
51 1,941 1,929 1,881 1,906 1,833 1,850
аГ 0,059 0,068 0,119 0,094 0,167 0,150
а1у! 0,012 0.000 0,002 0,014 0,019 0,044
"Л 0,013 0,010 0,035 0,027 0,057 0,049
Сг 0,022 0,022 0,007 0,000 0,000 0,000
Ре 0,121 0,127 0,214 0,260 0,247 0,244
Мп 0,004 0,004 0,005 0,006 0,005 0,006
0,983 1,043 0,905 0,932 0,820 0,819
Са 0,836 0,802 0,843 0,762 0,852 0,829
n3 0,018 0,019 0,021 0,022 0,031 0,029
Сумма 4,009 4,025 4,031 4,024 4,032 4,019
\¥о 43,1 40,7 43,0 39,0 44,4 43,8
Еп 50,7 52,9 46,1 47,7 42,7 43,3
Рб 6,2 6,4 10,9 13,3 12,9 12,9
Р 11,0 11,0 19,1 21,8 23,1 23,0
Примечание. Клинопироксены из: пироксен-плагиоклазовых базальтов (25-33, 25-30); оливин-пироксеновых (11-8-4); пла-гиоклаз-пироксеновых трахибазальтов (13-15, 13-16).
В табл. 2 приведен химический и нормативный состав позднепалеозойских вулканических пород Нятвенской впадины. По содержанию щелочей и кремнезема вулканические породы подразделяются на субщелочные и толеитовые. К субщелочным относятся оливин-пироксеновые, пироксеновые, плагиоклаз-пироксеновые трахи-базальты, к толеитовым - пироксен-плагиоклазо-вые базальты и долериты.
Нормативный состав вулканитов меняется от оливин-нормативных до кварц-нормативных. Нормативный оливин содержится в породах с модальным оливином. По содержанию кремнезема толеитовые базальты принадлежат к классу насыщенных пород ((^ = - 1,2), а трахибазальты - к классу слегка недосыщенных ((2 = -7,2). Коэффициент п для толеитовых базальтов соответствует нормальной фации щелочности (п = 82,2), в то же время расплав, сформировавший трахибазальты, относится к калиевой фации щелочности (п= 7,2).
Характерной особенностью вулканических пород является высокое содержание ТЮ2. По содержанию титана вулканические породы подразделяются на две группы: 2-3 % и 4-4,5 %.
Максимальное содержание щелочей, титана и фосфора характеризует трахибазальты, минимальное - базальты. Накопление ТЮ2 в вулканических породах Нятвенской впадины происходит на фоне накопления железа. Наибольшее количество титана содержат породы, в которых находится максимальное количество темноцветных минералов. Значительные колебания содержания ТЮ2 практически не влияют на распределение А1203, ЗУ^О и СаО. Содержание этих окислов для всех пород, в среднем, почти равное. Коэффициент фракционирования возрастает от толеитовых базальтов (67,8 %) до плагиоклаз-пироксеновых трахибазальтов (78,0 %). С увеличением коэффициента фракционирования происходит повышение щелочности расплава.
Толеитовые базальты характеризуются высокими содержаниями хрома до 268 г/т и никеля до 88 г/т, а трахибазальты - соответственно 85 г/т и 61 г/т. В то же время трахибазальты содержат повышенное количество меди, цинка, бария, стронция. Изучение отношений №/Со показывает, что наиболее дифференцированными породами являются трахибазальты; для них отношение составляет 1,4, а для толеитовых базальтов - 2,0.
РУКОВИЧ, КОЛОДЕЗНИКОВ
Таблица 2
Средний химический и нормативный состав позднепалеозойских вулканических пород
Компонент 11-8 13-40 13-15 26-29 25-33 25-39 | 26-26
Трахибазальты Базальты
Si02 45,69 45.02 46,21 45,83 48,81 49,45 51,26
ТЮ2 4,49 5,39 4,63 2,95 2,65 2,71 2,63
А120; 13.21 12,85 14,09 14,29 13,12 14,29 13,93
Fe,О; 4,55 6,51 6,96 5,29 4,35 7,11 4,29
FeO 7,49 6,72 6.07 7,66 8,25 4,18 5,82
МпО 0,15 0.24 0,13 0,18 0,19 0,07 0,15
MgO 5,49 5,97 5,08 6,33 6,56 5,15 4,44
СаО 9,80 9,60 7,98 10,96 10,98 7,59 10,84
Na20 3,44 2,43 2,92 2.19 2,32 3,07 1,82
к2о 0,89 1,94 2,43 0,72 0,94 0,22 1,11
р2о5 0,59 0,69 0,74 0,36 0,40 0,29 0,37
q — 0,8 0,6 2,5 3,7 11,2 12,7
ог 5,6 11,1 14,5 4,5 5,6 1,7 6,7
ab 29,4 20,4 24,6 18,9 17,3 23,6 15,7
ап 17,8 21,4 18,1 26,7 23,9 25,6 26,4
Wo 11,5 9,2 7,5 10,5 11,7 4,3 10,3
en 8,5 7,9 6,5 6,7 6,7 3,7 8,9
fs 1,8 — — 3,0 4,5 — —
fo 4,6 — — — — — —
fa 0.6 — — — — — —
en 2,1 6,9 6,1 9,0 9,6 9,1 2,1
fs 0,4 — — 2,0 3,0 — —
mt 6,7 6,7 6,3 7,6 6,3 5,8 2,5
hm — 1,9 2,7 — — 3,2 2,5
il 8,5 10,2 8,8 5,6 5,0 5,2 5,0
ap 1,3 1,7 1,7 1,0 1,0 0,7 1,0
P1 1 1 норм 37,7 51,2 42,4 58,6 58,0 52,0 62,7
n 5 5 5 3 5 5 3
Примечание. 11- 8 - оливин-пироксеновые трахибазальты; 13- 40 - пироксеновые трахибазальты; 13-15 - плагиоклаз-пироксеновые; 26-29, 25-33, 25-39, 26-26 - пироксен-плагиоклазовые базальты и долериты; п - количество анализов.
В нижней части разреза существенно преобладают субщелочные разновидности базальтои-дов и их туфов, верхние части разреза сложены толеитовыми базальтами. Эта закономерность прослеживается на значительной площади и является одной из характерных закономерностей позднепалеозойского вулканизма Нятвенской вулканоструктуры. Она отражает эволюционный ряд, связанный с непрерывным изменением физико-химических условий магмообразования. В изученных разрезах не наблюдалось каких-либо крупных перерывов в вулканизме и это дает право предполагать непрерывность процессов магмообразования.
В результате компенсационного опускания в позднепалеозойское время на территории Инди-гиро-Колымского региона формируются траппо-вые впадины, заполненные вулканическими и интрузивными породами основного состава (пикрит-габбро-долерит-трахибазальтовых).
Трапповые плато являются общепринятыми индикаторами субплатформенного режима развития территории, на которых они установлены. На карте структур верхнегерцинского мегаком-
плекса [3] в общем для Колымо-Омолонского массива контуре показана Алазейско-Олойская трапповая синеклиза, а на Приколымском поднятии - Нятвенская трапповая впадина. Палеографические реконструкции позволяют считать, что в доорогенный этап покровы траппов и синхронные им вулканогенно-кластические толщи имели гораздо более широкое распространение, чем в современном денудационном срезе. Поэтому все три известных ареала распространения траппов (Алазейский, Олойский и Нятвенский) возможно представляли собой единое магматическое плато.
Для траппов перечисленных палеодепрессий характерны: высокая титанистость (ТЮ2 от 1,56 до 5,39 %) и магнезиальность (]У^О до 10-20 %). Отмечается принципиальное сходство интрузивных пород Нятвенской впадины с интрузивным базитовым магматизмом северо-западной части Сибирской платформы, что, вероятно, свидетельствует о тождественности тектонического режима и магматизма в указанных районах. В обоих случаях это краевая часть древней платформы [7].
Таким образом, в позднем палеозое, после герцинской кратонизации, в Индигиро-Колымском
К ПРОБЛЕМЕ ПАЛЕОЗОЙСКОГО МАГМАТИЗМА ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКОЙ ОРОГЕННОЙ ОБЛАСТИ
регионе, как и на западе Сибирской платформы (Тунгусская синеклиза), происходили масштабные внедрения пластовых интрузий базальтов одинаковой геохимической специализации. Это свидетельствует о значительной конвергентное™ тектонических режимов, породивших географически столь удаленные и внешне столь не похожие геоструктуры.
Литература
1. Тектоника, магматические и метаморфические комплексы Колымо-Омолонского массива / Г.А. Гринберг, Г.С. Гусев, А.Г. Бахарев и др. -М.: Наука, 1981.-359 с.
2. Структура и эволюция земной коры Якутии. - М.: Наука, 1985. - 248 с
3. Сыркин П.П. Нятвенский комплекс Прико-лымья - аналог трапповой формации Сибирской
платформы // Магматизм Северо-Востока Азии. - Магадан, 1975. - Ч. 2. - С. 35-41.
4. Решения Второго межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою Северо-Востока СССР. - Магадан, 1978. - 192 с.
5. Пепеляев Б.В., Юферев О.В., Богуш О.И. Биостратиграфия каменноугольных отложений юго-западной части Колымского массива // Карбон Омолонского и юго-западной части Колымского массива. - М.: Наука, 1970. - С. 25-71.
6. Колодезников И.И., Сурнин A.A., Рукович В.Н. Базитовый магматизм Восточной Якутии. -Иркутск: ИГУ, 1988. - 144 с.
7. Рукович В.Н., Колодезников И. И. Позднепа-леозойские-раннемезозойские дифференцированные интрузивы Приколымского горст-антиклинория // Геология и геофизика. - 1988. -№ 10.-С. 8-13.
♦> ♦> ♦»
УДК 552.321.1 (571.56)
К проблеме палеозойского магматизма Верхояно-Колымской
орогенной области
Ю.С. Орлов, В.А. Трунилина, А.И. Иванов, С.П. Роев
Изучены петрохимические и геохимические особенности основных—ультраосновных изверженных пород среднего-позднего палеозоя Тас-Хаяхтахского и Селенняхского антиклинориев. Установлено их соответствие магматическим образованиям, развивавшимся во внутриплитных условиях континентального рифтогенеза, что подтверждает наличие континентальной коры в основании этих тектонических блоков Колымо-Омолонского микроконтинента.
The petrochemical and geochemical features of the basic - the ultrabasic of igneous rock of middle - late Paleozoic Tas-Khayakhtakh and Selennyakh anticlinories are investigated . Their conformity to the magmatic formations, developing in intraplate conditions of continental rifting, that confirms presence of a continental crust in the basis of these tectonic blocks Kolyma-Omolon of microcontinent is established.
Северо-восток Верхояно-Колымской орогенной области характеризуется широким распространением разновозрастных магматических об-
ОРЛОВ Юрий Сергеевич - с.н.с. ИГАБМ СО РАН; ТРУНИЛИНА Вера Аркадьевна - д.г.-м.н., г.н.с. ИГАБМ СО РАН; ИВАНОВ Алексей Иванович -м.н.с. ИГАБМ СО РАН; РОЕВ Сергей Прокопьевич -к.г.-м.н., с.н.с. ИГАБМ СО РАН.
разований, наименее изученными из которых остаются палеозойские. Проведенный анализ петро- и геохимических особенностей фанеро-зойского магматизма западного (Верхоянского) и восточного (Индигиро-Колымского) регионов орогенной области показал их существенное различие [1-3]. В Верхоянском регионе магматизм развивался в условиях пассивной окраины. Цик-
