Вулканология и сейсмология, 2022, № 5, стр. 15-30

ВВЕДЕНИЕ

К началу кайнозоя на севере Пацифики была сформирована близкая к современным границам континентальная окраина, объединяющая Аляску, Северо-Восток Сибири, включая Сибирский кратон. Начиная с этого периода, вслед за завершением аккреционно-коллизионных событий в Палеопацифике, смещением зоны субдукции на запад к Камчатке, и закрытием бассейна Берингова моря Алеутской дугой, в геодинамическом режиме развития континентальной окраины ведущую роль приобретают деструктивные процессы внутри Североамериканской и Евразийской плит, и на их сейсмически активных границах (рис. 1). Импульсом для таких деструктивных процессов могло быть как действие удаленных сил тектонического характера, так и зарождение горячих точек и плюмов.

Рис. 1.

Центры внутриплитного кайнозойского щелочнобазальтового вулканизма Северо-Востока Азии и Аляски [Акинин и др., 2008] на карте современной геодинамики [Имаев и др., 1998] с изменениями. 1 – активные разломы: сбросы, сдвиги, надвиги соответственно; 2 – границы литосферных плит; 3 – спрединговый характер хр. Гаккеля; 4 – пассивные разломы; 5 – кайнозойские впадины; 6 – направление и скорость движения отдельных блоков. см/год; 7 – направление и скорость движения литосферных плит, см/год; 8 – фокальные механизмы землетрясений с М более 7.0. 6.0–6.9. <6.0 соответственно диаметру круга; 9 – щелочнобазальтовые вулканы Беринговоморской провинции ‒ звезды (а) и Континентальной Северо-Восточной провинции ‒ кресты (б); 10 ‒ щелочнобазальтовые вулканы других провинций; 11 – полюса вращения плит и блоков: БР – Беринговоморский блок, ЗАБ – Забайкальский блок, СТ – Становой блок, КТ – Китайская плита, ЕА – Евразиатская плита, ОХ – Охотоморская плита, СА – Североамериканская плита; 12 – тепловой поток, мВт/м²; 13 – рифт Берингова моря [Mackey et al., 1997].

В субарктической части Северо-Востока России и Аляски мы выделяем две провинции кайнозойского щелочнобазальтового вулканизма (см. рис. 1) – Континентальную или Северо-Восточную (СВП) и Беринговоморскую (БП), вулканизм в которых проявился внутри и около границ Североамериканской и Беринговоморской литосферных плит, соответственно с главными по объему возрастными импульсами 27 ± 1 млн лет, 5–6 млн лет и 1.5–0.1 млн лет [Акинин, 2012]. Лавы двух провинций имеют тонкие геохимические различия. Континентальная Северо-Восточная провинция расположена в северной части Северо-Востока России (Магаданская область, Чукотский автономный округ и восточная Якутия) и характеризуется относительно низкой вулканической активностью. Шесть относительно хорошо изученных проявлений базальтового вулканизма включают [Акинин, 2012]: 1) Анюйские (Ar-Ar возраст 12–43 тыс. лет) и Алучинские вулканы (Ar-Ar возраст 277 тыс. лет); 2) Верхне-Кедонский вулкан (K-Ar возраст ~ 9 млн лет); 3) Вилигинское вулканическое поле (Ar-Ar возраст 10–8 млн лет); 4) вулкан Балаган-Тас (Ar-Ar возраст ~ 266 тыс. лет); 5) Тарынское проявление (“вулкан Рудича”, Ar-Ar возраст 37 млн лет); 6) проявление на островах Жохова и Вилькицкого в арктическом архипелаге Де-Лонга и др. (см. рис. 1). Большая часть вулканических проявлений (3, 4, 5, 6) локализуется около интерпретируемых границ плит с высокой сейсмической активностью, другая (1, 2) – определенно занимает внутриплитное положение в практически асейсмичных областях.

Наименее изученным до последнего времени оставался Верхне-Кедонский вулкан или ареал, для которого имелись только единичные K-Ar датировки и петрохимические данные по главным элементам. В настоящей статье мы восполняем этот пробел, приводим надежные оценки возраста с помощью ⁴⁰Ar/³⁹Ar метода, а также изотопно-геохимические данные, на основе которых обсуждается состав источников магм, оценивается потенциальная температура мании под ареалом.

Присутствие покрова молодых кайнотипных базальтоидов в верхнем течении р. Кедон известно с 1940–1950-х гг. прошлого столетия, когда геологическим управлением Дальстроя проводились мелкомасштабные рекогносцировочные исследования. Результаты этих работ обобщены А.П. Шпетным в материалах листа Q-57 ГГК-1000 первого поколения. Позднее при характеристике магматических образований района базальтоиды были выделены А.П. Шпетным (1973 г.) в юкагирский вулканический комплекс, выявлен щелочной характер состава пород. Возраст условно по исключительной свежести пород и положению относительно элементов рельефа принят среднеплейстоценовым.

В последующем базальтоиды изучались Б.М. Гусаровым при геологической съемке масштаба 1 : 200 000 [Гусаров, 1981], материалы этих работ использованы позже при подготовке листов Q-56,57 ГГК-1000 (новая серия). По этим данным базальтоиды слагают плато в верхнем течении р. Кедон с субгоризонтально лежащими покровами мощностью от 60 до 205 м, перекрывающими главным образом средне-верхнедевонские вулканиты. Кайнотипный облик пород, их состав, а также положение в рельефе, наличие ледниковых валунов на поверхности лавовых полей позволили также принять среднеплейстоценовый возраст [Геологическая карта, 1991]. Более детально строение покровных базальтоидов изучалось в процессе проведения групповой геологической съемки масштаба 1 : 50 000 И.Ю. Габаком (1980 г.) и при геологическом доизучении В.А. Солдатовым (1996 г.) В ходе этих работ были изучены разрезы покрова, детально прослежены отдельные потоки базальтоидов, установлена их мощность, текстурные и структурные особенности, минеральный состав пород. Предположительно намечен центр извержения, на основании геоморфологических данных принят раннеплейстоценовый возраст.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Полевые исследования и отбор образцов горных пород авторами выполнены в 2019 г., при проведении полевых работ в связи с подготовкой листа Q-57 ГГК-1000 третьего поколения.

Рентгенофлюоресцентный анализ горных пород на главные и примесные элементы выполнен в ЦКП СВКНИИ ДВО РАН (г. Магадан) на спектрометрах SRM-25 и VRA-30, а также в ЦИИ ВСЕГЕИ, используя стандартные процедуры анализа, при этом погрешности определения стандартов по главным элементам не превышали 0.4% для SiO₂ и 0.2% для остальных оксидов, для примесных элементов (Rb, Sr, Zr) погрешность не превышала 5–6%. ICP-MS анализ пород на примесные элементы выполнен в ЦИИ ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург), повторяющиеся измерения стандартов BHVO-1, AGV-1, BIR-1, СГД-1А показали погрешности не более 5–10%. Изотопные отношения Rb, Sr, Sm и Nd измерялись в ЦИИ ВСЕГЕИ на термоионизационном масс-спектрометре TRITON (Thermo) в двухленточном варианте расположения лент в статическом многоколлекторном режиме. Повторяющиеся измерения международных стандартов NIST 987 и JNdi-1 показали среднюю точность анализов 0.002% (2 σ) для изотопного отношения ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr и 0.005% (2 σ) для отношения ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd.

Химический состав породообразующих минералов исследован на рентгеновском микроанализаторе Camebax (СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан), в стандартных условиях (напряжение 15 kV, ток 20 nA) с использованием как синтетических, так и единых природных стандартов. Для учета эффекта матрицы использовалась ZAF коррекция. Погрешности определения концентраций элементов составляли меньше 5%.

K-Ar датирование проведено в лаборатории петрологии и изотопной геохронологии СВКНИИ ДВО РАН, г. Магадан, на масс-спектрометре МИ-1201ИГ (аналитики В.В. Лавренко, Н.М. Александрова). Концентрация калия измерялась на атомно-абсобционном спектрофотометре AAS-1 с погрешностью менее 1%. Пробоподготовка лав включала дробление и выделение фракции 0.1–0.25 мм. Далее из этой фракции была удалена неэлектромагнитная часть, в которой присутствовали главным образом фенокристы оливина, клино- и ортопироксенов, которые потенциально могут содержать избыточный аргон мантийного происхождения. Таким образом, датировалась электромагнитная основная масса лав.

⁴⁰Ar/³⁹Ar геохронологические исследования проведены в Институте геологии и минералогии СО РАН (Новосибирск) методом ступенчатого прогрева по методике, изложенной в работе [Травин и др., 2009]. Пробы облучали в кадмированном канале реактора ВВР-К типа в Научно-исследовательском институте ядерной физики (г. Томск). Эксперименты по ступенчатому прогреву проводили в кварцевом реакторе с печью внешнего прогрева. Изотопный состав аргона измеряли на масс-спектрометре МИ-1201В. Ошибки измерений соответствуют интервалу ±2σ. Особое внимание уделялось контролю фактора изотопной дискриминации с помощью измерения порции очищенного атмосферного аргона. Среднее значение отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar на период измерений составило 296.5 ± 0.5. Методика представления и обсуждения изотопных U-Pb и ⁴⁰Ar/³⁹Ar дат основана для традиционных, принятых специалистами в мировой литературе, подходах (например, [Baksi, 2006]). Для оценки надежности ⁴⁰Ar/³⁹Ar датирования традиционно принимаются следующие критерии: 1) хорошо выраженное плато не менее чем из 3-х ступеней (горизонтальный спектр возрастов) с более чем 50% выделившегося кумулятивного ³⁹Ar (СКВО <1); 2) сходимость возрастов плато и изохроны с учетом погрешностей; 4) изохрона пересекает значение отношения ⁴⁰Ar/³⁶Ar близко к 295.5. Расчет и построение графиков для U-Pb и Ar-Ar датирования выполнен в программе Isoplot 3.75 [Ludwig, 2012].

ГЕОЛОГИЯ И ВОЗРАСТ

Экзотический для этой местности геологический объект, представленный вытянутым отпрепарированным и в разной степени эродированным покровом кайнотипных базальтоидов, расположен на правобережье, частично на левобережье верхнего течения р Кедон (рис. 2). Геологическая позиция проявления ‒ центральная часть Юкагирской глыбы стабильного тектонического элемента – Омолонского массива (террейна), в южной части его Кедонского поднятия. Поднятие, в пределах которого имеются небольшие выступы архейского метаморфического фундамента, сложено в основном позднедевонскими вулканогенными образованиями кедонской серии и перекрывающими их ордовикскими, триасовыми, юрскими и меловыми терригенными толщами верхнего яруса чехла Омолонского массива (см. рис. 2). В месте расположения кайнозойских базальтоидов закартирована серия дугообразных тектонических нарушений, обращенных выпуклостью к югу и представляющихся элементами южного каркасного ограничения девонской вулкано-тектонической депрессии и молодой Верхне-Кедонской неотектонической впадины. Верхне-Кедонскому дугообразному разлому в головной части базальтоидного покрова отвечают четкие градиентные зоны в гравитационном и магнитном полях. Базальтоидный покров (прежде всего, его головная часть) приурочен к сочленению двух крупных орографических элементов: среднегорной гряды Захаренко и Верхне-Кедонской неотектонической впадины.

Рис. 2.

Геологическая карта верховьев р. Кедон, Омолонский массив [Гусаров, 1981], с дополнениями авторов. 1 – позднедевонские вулканогенные образования кедонской серии; 2 – ордовикские известняки и песчаники; 3 – триасово-юрские песчаники, алевролиты и известняки; 4 – меловые песчаники и гравелиты; 5 ‒ покров щелочнобазальтовых лав Верхне-Кедонского ареала, ранняя фаза извержений; 6 ‒ покров щелочнобазальтовых лав Верхне-Кедонского ареала, поздняя фаза извержений, показан предполагаемый центр извержений; 7 – четвертичные аллювиальные отложения и реки; 8 – разрывные нарушения и места отбора образцов с номерами.

Покровные базальтоиды залегают на слабоволнистой поверхности пенеплена, сформированного, вероятно, в палеогеновый период в основном по вулканитам позднедевонской кедонской серии, частично, по пермским и мезозойским осадочным породам. В базальтоидах основания покрова присутствуют оплавленные по краям ксенолиты-обломки (5‒40 см) подстилающих лав и туфов кислого состава кедонской серии. В плейстоцене покров был существенно эродирован; наиболее сохранна его юго-восточная половина протяженностью около 18 км; его северная половина расчленена на ряд разновеликих фрагментов, небольшие по площади обособленные останцы имеются и юго-западнее покрова. Общая реконструируемая протяженность вытянутого в северо-западном направлении покрова около 40 км, ширина, судя по сохранившимся фрагментам, от 1‒2 до 5‒10 км. Общая мощность покрова 60‒200 м, наибольшая (около 200 м) мощность выявляется в головной части покрова, в верховьях руч. Голубичный [Гусаров, 1981]. Если учесть, что большая часть покрова была эродирована, то объем изверженной магмы оценивается около 20 км³.

Плоская поверхность лавового покрова полого (3°‒8°) наклонена к его северо-западному окончанию, превышение уровня поверхности покрова над днищами долин водотоков понижается в северо-западном направлении от 140‒150 до 60‒80 м. По бокам покров в большинстве случаев ограничивается четко выраженными делювиальными уступами крутизной до 30°‒40°. Поверхность покрова особенно в его юго-восточной части уступообразная с неясно выраженным ступенчатым понижением к дистальному его окончанию и сопровождается в основном поперечными дугообразными валами высотой 3‒5 м, что, по-видимому, отражает последовательность формирования лавовых потоков и динамику движения лав. На поверхности покрова часто наблюдаются крупные валуны вулканитов кедонской серии, представляющие остатки ледниковых отложений, вероятно, самаровской стадии оледенения.

Строение базальтового покрова, его мощность, количество составляющих потоков в различных его частях непостоянно и оценивается от 3 до 10. Более или менее уверенно по степени сохранности покрова, что довольно отчетливо выражено на космических снимках (см. рис. 2), выявляются три импульса магматической активности, возможно, разделенных временными паузами. Наиболее ранние (первого поколения) базальтоиды располагаются на северном окончании покрова по бортам долины р. Кедон, они сильно эродированы, неотчетливо выражены в рельефе, характеризуются зеленовато-серым пятнистым фототоном. Поперечными притоками реки покров расчленен на фрагменты длиной 1‒3 км, краевые уступы сглаженные, иногда неясно выраженные. Базальтоиды второго поколения заметно возвышаются над более ранними, но отделены долинами ручьев; они составляют непрерывный и широкий (до 6 км) сегмент покрова на правобережье верховьев р. Кедон, отличаются выровненной поверхностью, на космоснимках фиксируются ровным серым и буровато-серым фототоном со светлыми ограничениями по бокам. На юго-западе этого сегмента покрова наблюдается небольшое (площадью около 2.5 км²) ответвление, образовавшееся, возможно, в результате прорыва боковой стенки лавового потока. Наиболее молодые фазы вулканизма, составляющие головную часть покрова, имеют волнистую поверхность и выделяются на космоснимках ровным светлым и светло-серым фоном. От подстилающих потоков отделены хорошо выраженным уступом, по сторонам которого “языки” покровов спускаются в понижения рельефа, обрамляя более ранние базальтоиды (см. рис. 2).

Для потоков в целом характерно зональное строение по вертикали: в нижней части обычно залегают довольно плотные с небольшим количеством пор лавы, в средней части массивные наиболее раскристаллизованные порфировые разности, в кровле потока преобладают сильно пузыристые стекловатые базальтоиды, иногда со скорлуповатой отдельностью, обусловленной выходом газов из застывающей лавы. На поверхности потоков иногда отмечаются крупные (до 10 см) пустоты, канатные лавы, вертикальные трубчатые пустоты диаметром 0.8‒1 см.

Излияние базальтоидов, по всей вероятности, имело трещинный характер, покров начинается от зоны Верхне-Кедонского дугового разлома, входящего в систему каркасных нарушений Кедонской вулкано-тектонической депрессии. На этот участок сходятся и линии восстания подошвы базальтового покрова. Реконструируемый центр извержения находится в головной части покрова, в водораздельной части между истоками ручьев Ледник–Лев. Голубичный. Морфологически он не выражен, но уверенно выделяется на карте расчетной намагниченности верхнего слоя горных пород узколокальной отрицательной аномалией; предполагается, что он имеет овалообразную удлиненную (около 2 км) в северо-восточном направлении форму. Здесь по наблюдениям В.А. Солдатова (1996 г.) сосредоточены сближенные мелкие (размером до 500 м) штоко- и дайкообразные тела мощностью 5‒6 м и протяженностью до 1‒2 км массивных базальтоидов. По обрамлению центра извержения отмечаются массивные округлые (5‒10 см) с коркой закаливания вулканические бомбы и нагромождения пористых кирпично-красных шлаковидных образований. Не исключено присутствие и других каналов излияния лав, перекрытых более поздними потоками.

Возраст щелочнобазальтовых лав, cудя по K-Ar датировкам, составил от 11 до 8 млн лет, с учетом погрешностей (табл. 1). Три образца были датированы ⁴⁰Ar/³⁹Ar методом, для двух из них, с наименьшими погрешностями, возраста плато составили от 9 ± 1 (СКВО = 1.04, p = 0.35, 65% выделенного ³⁹Ar по 3 ступеням) до 7.4 ± 1.3 млн лет (СКВО = 1.2, p = 0.32, 98% выделенного ³⁹Ar по 5 ступеням) (рис. 3). В образце базанита 39 004 возраст плато получен с большой погрешностью и не может быть принят в качестве кондиционного. В целом, с учетом погрешностей, K-Ar и ⁴⁰Ar/³⁹Ar датировки совпадают с возрастом извержений меланефлинитов Вилигинского ареала, расположенного в 400 км к юго-западу [Акинин и др., 2008], что позволяет заключить о позднемиоценовом возрасте извержений.

Рис. 3.

⁴⁰Ar/³⁹Ar возрастные спектры и изохроны для основной массы базанитов и трахибазальтов Верхне-Кедонского ареала.

ПЕТРОГРАФИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ

Лавы Верхне-Кедонского ареала массивные и пористые, разнообразны в структурном отношении – от богатых стеклом (до 60‒70%) до раскристаллизованных, почти полнокристаллических. По химическому и минеральному составу они отвечают базанитам (оливин в норме CIPW >10%) и трахибазальтам. Базаниты (обр. 29004/1, 49026/1, 69003/1) отличаются преимущественно массивной, местами редкопористой текстурой. Их открытые поры неправильной, иногда округлой формы размером 0.1–0.5 мм занимают не более 1% объема базанита. Трахибазальты (обр. 39004/1, 39009/4, 59001/3) имеют пористую текстуру, открытые поры размером 0.1‒1 мм распределены неравномерно и занимают от 2 до 15% (чаще 10%) объема породы. При этом трахибазальтами сложены потоки ранней фазы извержений, базаниты преобладают в поздних потоках, что позволяет предполагать изменение состава лав от умеренно-щелочных до щелочных в поздних импульсах излияний.

Порфировая структура лав образована главным образом фенокристаллами оливина (Mg# = = 0.80–0.82), размером от 0.1 до 1 мм и занимающими от 8 до 20‒25% породы (рис. 4). Редко встречаются фенокристаллы клинопироксена (титан-авгит, En_37‒38Wo_46‒48Fs_16‒13) c пойкилитовыми включениями плагиоклаза (An_57–30) и железистого оливина (Mg# = 0.78–0.57), которые занимают не более 1% породы (обр. 49026/1, см. рис. 4). Интерсертальная основная масса лав сложена разноориентированными тонкими лейстами плагиоклаза (An_58‒45) в интерстициях которых расположены микролиты клинопироксена, анортоклаза, лейцита, анальцима, титаномагнетита и бурого стекла (табл. 2). Пузырчатые лавы характеризуются значительным количеством стекла в основной массе (до 25%) и большим количеством округлых пустот (25‒40% объема), которые достигают размера до 3 см в поперечнике. Отличаются преобладанием гиалопилитовой основной массы, переполненной микролитами плагиоклаза, титаномагнетита и ильменита.

Рис. 4.

Микрофотографии шлифов базанитов и трахибазальтов Верхне-Кедонского ареала. Ol ‒ оливин, Pl – плагиоклаз, Cpx – клинопироксен, ti-mt – титаномагнетит.

ГЕОХИМИЯ

Вариации геохимического состава лав Верхне-Кедонского ареала довольно узкие по главным элементам (SiO₂ = 46.58–47.41, TiO₂ = 2.01–2.22, Al₂O₃ = 14.47–15.45, FeO = 9.89–11.47, MnO = = 0.15–0.18, MgO = 7.64–9.39, CaO = 7.87–8.70, мас. %, табл. 3, см. рис. 3). Несколько большие различия наблюдаются по Na₂O = 2.58–5.66, K₂O = 1.54–2.88, P₂O₅ = 0.14–0.77 (мас. %), что связано с более высокой подвижностью этих элементов при наложенных изменениях. По сумме оксидов щелочей Na₂O + K₂O среди кедонских лав показательно выделяются две группы: массивные базаниты (6.86–8.24) и пористые трахибазальты (4.86–5.68), что, вероятно, связано со сродством этих элементов к флюидным летучим компонентам, которые более интенсивно удаляются при дегазации пузыристых разностей лав. На диаграмме TAS (рис. 5) такие составы соответствуют полям тефритов-базанитов и трахибазальтов. Среди кайнозойских проявлений щелочных базальтоидов на Северо-Востоке России, близких по содержанию SiO₂ (46–47 мас. %), лавы Верхне-Кедонского вулкана занимают среднее положение по магнезиальности (#Mg = Mg/(Mg + Fe) = = 0.56–0.61) в сравнении с кайнозойскими внутриплитными щелочными базальтоидами Энмеленских, Вилигинских, Сеймканских вулканов и вулкана Рудича [Акинин, Апт, 1994; Федоров, 2006; Акинин и др., 2008; Акинин, 2012; Леонова и др., 2015; Tschegg et al., 2011]. Наиболее близки изученные вулканиты по содержаниям главных элементов и отношению Na₂O/K₂O к лавам вулкана Баланган-Тас в Якутии и Сеймканского в Магаданской области (см. рис. 5). Концентрации примесных некогерентных элементов в породах Верхне-Кедонского ареала одни из самых низких, в сравнении с похожими проявлениями на Северо-Востоке Азии. Нормализованные спектры распределения в них, типичные для внутриплитных щелочных базальтов (см. рис. 5), имеют выпуклый характер, с обогащением в области высоко несовместимых элементов Th, U, Nb, Ta и K. На дискриминантной диаграмме 2·Nb–Zr/4–Y [Meschede, 1986] фигуративные точки лав Кедонского вулкана, также как и области значений других щелочнобазальтовых проявлений Северо-Востока России, расположены в пределах полей внутриплитных щелочных базальтов (рис. 6б).

Рис. 5.

Вариации химического состава лав Верхне-Кедонского ареала. Полями обозначены составы лав известных проявлений кайнозойского щелочнобазальтового вулканизма на Северо-Востоке России. A ‒ Анюйский вулкан, Б ‒ Балаган-Тас, В – Вилига, Р – Рудича, С – Сеймкан, Э – Энмелен [Акинин, Апт, 1997; Акинин и др., 2008; Tschegg et al., 2011; Леонова и др., 2015]. Черными точками показаны архивные данные для кедонских лав [Шпетный, 1962; Гусаров, 1981].

Рис. 6.

Дискриминантные диаграммы для лав Верхне-Кедонского ареала. а – [Mullen, 1984]: CAB – базальты известково-щелочных серий, IAT ‒ островодужные толеиты, MORB ‒ базальты срединно-океанических хребтов, OIA ‒ щелочные базальты океанических островов, OIT ‒ толеиты океанических островов; б – [Meschede, 1986]: AI ‒ внутриплитные щелочные базальты, AII – внутриплитные щелочные базальты и толеиты, B ‒ E-тип MORB (обогащенные базальты срединно-океанических хребтов), C ‒ внутриплитные толеиты и базальты вулканических дуг, D ‒ N-тип MORB (деплетированные базальты срединно-океанических хребтов) и базальты вулканических дуг. Остальные условные обозначения см. рис. 5.

По изотопному составу Sr, Nd и Pb, лавы Верхне-Кедонского ареала характеризуется типичными для мантийных магм отношениями, на диаграммах в поле перекрытия данных по MORB и OIB, которые обычны и для остальных кайнозойских щелочных базальтов Северо-Востока России (табл. 4). Виртуальные точки изотопного состава кедонских лав на диаграмме располагаются между PREMA и BSE, со слабо проявленным трендом в сторону мантийного компонента EM-1 (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.70352–0.703812; εNd = 3.8–5.6; ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb = 17.37–17.82, ²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb = 15.41–15.46; ²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb = 37.46–37.63, рис. 7, см. табл. 4).

Рис. 7.

Вариации изотопных отношений в кайнозойских внутриплитных базальтах и ультраосновных фоидитах на Северо-Востоке Сибири и на Аляске. Источники данных: [Акинин, Апт, 1997; Акинин и др., 2008; Грачев, 1999; Колосков, 1999; Федоров, 2006; Tschegg et al., 2011]. MORB – деплетированная мантия срединно-океанических базальтов; EM-I – обогащенная мантия 1; EM-II – обогащенная мантия 2; HIMU – компонент о. Святой Елены (с высоким ²³⁸U/²⁰⁴Pb). Точки составов базальтов MORB и OIB ‒ по [Stracke et al., 2005].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Химический состав исследованных вулканитов отличается заметным обогащением Ti, Fe, высоким содержанием некогерентных элементов, особенно Nb и Ta, и пониженным содержанием Rb и Cs, свойствами, характерными для базальтов океанических островов и внутриконтинентальных с сублитосферным источником. Для лав характерен прямолинейный фракционированный график распределения редкоземельных элементов, низкие отношения Zr/Nb, La/Nb, K/P, отсутствие прямых корреляций SiO₂ c ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, очень слабые вариации когерентных элементов. Все это указывает на нефракционированный примитивный характер щелочнобазальтовой магмы, без признаков коровой контаминации. Истощенные изотопные параметры щелочных мафических лав и обогащенность их несовместимыми примесными элементами могут быть объяснены относительно молодым (менее 200 млн лет) метасоматическим событием: оно не успело ещё привести к сдвигу в изотопных отношениях радиогенных элементов [Menzies, Murthy, 1980].

Геохимические особенности изученных лав (например, Br/Sr, La/K, SiO₂‒CaO, рис. 8), а также результаты последних экспериментов и петрологических моделей [Hirshmann et al., 2003; Sobolev et al., 2005; Herzberg, 2006], показывают, что OIB-подобные расплавы, такие как исследуемые нами недосыщенные SiO₂ щелочные базальты, базаниты и нефелиниты, выплавлялись не из чистых гранатовых или фертильных лерцолитов, а из источника с существенной долей пироксенитов (см. рис. 8). Генеральный тренд состава изученных щелочных базальтоидов в целом следует линии, соединяющей составы клинопироксена и флогопита из мантийных перидотитовых и пироксенитовых ксенолитов (см. рис. 8). Это может указывать на ведущую роль этих минеральных фаз в источнике выплавления щелочных базальтоидов.

Рис. 8.

Вариации содержаний главных элементов в кайнозойских внутриплитных мафических и ультрамафических вулканических породах Североамериканской плиты (серые значки – щелочные базальты Северо-Востока Азии и Аляски, Континентальная Северо-Восточная и Беринговоморская провинции, красные квадраты – лавы Верхне-Кедонского ареала), отражающие потенциальный пироксенитовый состав мантийных источников для наиболее недосыщенных SiO₂ лав. На диаграмме CaO‒MgO серым фоном и красной толстой линией обозначен состав первичных магм, продуцируемых при аккумулятивном парциальном плавлении фертильного перидотита. Область ниже пунктирной зеленой линии отвечает составу магм, выплавляемых с участием пироксенитового источника или при фракционировании пироксена [Herzberg, Asimow, 2008]. Черная линия со стрелкой – типичный тренд эволюции первичных магм, формирующих габбро при кристаллизации в коре; резкое падение СaO характерно для магм с MgO <10 вес. %. На диаграмме SiO₂‒(K + + Na)/Al серыми квадратами нанесены составы минералов из мантийных ксенолитов.

Пироксенитовый источник или фракционирование пироксена фиксируется в большинстве случаев и при расчетах потенциальной температуры мантии под проявлениями щелочных базальтов Северо-Востока Азии [Акинин, 2012]. Оценки потенциальной температуры мантии под вулканическими полями могут косвенно указывать, существует ли во время выплавления избыточный источник тепла или напротив, температура не превышает ту, которая характерна для окружающей мантии. Пертурбация температуры мантии, описана, например для Энмеленских вулканов на Чукотке [Akinin et al., 1997]. Оценки потенциальной температуры мантии ограничивают геодинамические условия генерации и позволяют обсуждать, проявлены ли плавление и магматизм в режиме литосферного растяжения и пассивного мантийного апвеллинга, или, альтернативно, мы имеем дело с термально-побуждаемым частичным плавлением и апвеллингом. Потенциальная температура мантии для исследуемых первичных магм Верхне-Кедонского ареала была рассчитана, используя программу PRIMELT3-Mega [Herzberg, Asimow, 2015], она составила от 1500 до 1400°С. Для мантийного плюмового источника, как правило, устанавливается избыточное тепло с достижением температуры в 1500°С и выше, в этом случае парциальное плавление глубоких горизонтов может происходить без литосферного растяжения [Putirka et al., 2007; Hastie, Kerr, 2010]. В течение адиабатического апвеллинга, при температуре ~1500°C или ниже, верхняя мантия должна подниматься с глубин около 110 км для того, чтобы пересечь сухой солидус и инициировать частичное плавление (например, [McKenzie, Bickle, 1988]). Более горячая мантия с избыточным потенциальным теплом пересечет сухой перидотитовый солидус на значительно большей глубине, продуцируя плавление [Hastie, Kerr, 2010]. Для дополнительного обсуждения условий генерации изучаемых кедонских базанитов и трахибазальтов мы оценили температуру и давления сегрегации расплавов, используя уравнения [Putirka, 2008] и получили Т = 1300–1250°С и Р = 18.5–14 кбар, что соответствует глубине выплавления от 61 до 46 км. В картине сейсмических отражений опорного профиля 2-ДВ, пройденного в 40 км западнее центра излияния базальтоидов Верхне-Кедонского ареала, кровля мантии отчетливо интерпретируется на глубине около 46 км [Сулейманов и др., 2007]. Отмечается утолщение и возвышение до отметки около 40 км (апвелинг) нарушенной коро-мантийной смеси, заметное сокращение мощности гранитно-метаморфического слоя.

Таким образом, расчетные петролого-геохимические данные демонстрируют, что выплавление кедонских щелочно-базальтовых магм происходило в условиях локального литосферного растяжения, инициированного, вероятно, удаленными тектоническим событиями. Интервал от среднего/позднего миоцена до среднего плейстоцена реконструируется в регионе как время ускорения дивергенции плит в Евразийском бассейне Арктики. Главная дивергентная граница протягивается от хр. Гаккеля через море Лаптевых в континентальную часть Северо-Востока Азии, что приводит к реактивации рифтинга в море Лаптевых и формированию Момской впадины в хр. Черского, и, вероятно, способствует локальным растяжениям на Омолонском массиве.

ВЫВОДЫ

1. Верхне-Кедонский ареал щелочных базальтоидов сформирован в верхнем миоцене в интервале от 9 до 7 ± 1 млн лет.

2. Базаниты и трахибазальты формируют фрагментированный покров с общим реконструируемым объемом извергнутых лав около 20 км³. Геохимические особенности указывают на внутриплитный, слабо дифференцированный мантийный характер магм, выплавлявшихся из верхней мантии с существенной долей пирксенитового компонента.

3. Потенциальная температура мантии под ареалом Верхне-Кедонского вулканизма, судя по расчетным данным, близка к среднему значению невозбужденной мантии и согласуется со сценарием литосферного растяжения, инициированного удаленными тектоническими событиями в Арктике.