CC BY
37
УДК 550.4:552.5:551.8
ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД РАУЧУАНСКОЙ СВИТЫ (ВЕРХНЯЯ ЮРА) ЗАПАДНОЙ ЧУКОТКИ
Е.В. Ватрушкина, М.И. Тучкова
Геологический институт РАН, Москва Поступила в редакцию 26.06.13
Отложения оксфорд-кимериджской раучуанской свиты слагают нижнюю часть разреза позд-неюрско-раннемелового Раучуанского прогиба Западной Чукотки. Приведены результаты мине-ралого-петрографического и геохимического изучения аркозовых песчаников раучуанской свиты и содержащихся в них аргиллитовых интракластов. Установлено, что накопление свиты происходило под влиянием подводно-оползневых процессов. Основными источниками сноса были тер-ригенные породы триаса, древние гранитоиды и вулканиты основного и кислого состава. Интра-класты аргиллитов представлены двумя типами — один аналогичен аргиллитам триаса, другой соответствует синхронным аргиллитам.
Ключевые слова: аркозовые песчаники, интракласты, раучуанская свита, верхняя юра, Западная Чукотка.
Изучаемая территория расположена в пределах Чукотской складчатой области, структуры которой возникли в результате коллизии Евразии и микроконтинента Чукотка—Арктическая Аляска и закрытия Южно-Анюй-ского океанического бассейна в раннем мелу (Бондарен-ко, 2004; Бялобжеский, Горячев, 2004; Геодинамика..., 2006; Парфенов, 1984; Соколов и др., 2001). Раучуан-ский прогиб расположен на юго-западном окончании Чукотского террейна (Парфенов и др., 1993), который входит в состав Анюйско-Чукотской складчатой системы. Северная часть террейна скрыта под водами и донными осадками Восточно-Сибирского и Чукотского морей, на юго-востоке он перекрыт породами Охот-ско-Чукотского вулканического пояса, а с юга ограничен Южно-Анюйской сутурой (рис. 1).
Мезозойские образования Чукотского террейна представлены терригенными отложениями триаса, которые накапливались в разных частях бассейна пассивной окраины (Соколов и др., 2001; Тильман, 1980; Tuch-kova et al., 2009). Нижнеюрские толщи обнаружены лишь на узком участке, на левом берегу р. Раучуа, отложения средней юры отсутствуют (Городинский, 1963). Верхнеюрско-нижнемеловые вулканогенно-осадочные отложения с угловым несогласием залегают на триасовых и слагают несколько впадин: Китепвеемскую, Мырговаамскую, Раучуанскую, Певекскую, Верхне-Пегтымельскую и др. Предполагается, что их формирование происходило синхронно с коллизией. В немногочисленных публикациях перечисленные впадины называются синнадвиговыми (Филатова, Хаин, 2007) или синорогенными (Miller et al., 2008). Терригенный комплекс прорван постколлизионными интрузиями, датированными U-Pb-методом (SHRIMP-RG) в 115— 117 млн лет (Катков и др., 2010).
В разрезе верхнеюрско-нижнемеловых отложений в ходе геологической съемки были выделены несколько свит, фаунистические находки в которых позволяют говорить о том, что их возраст охватывает интервал от оксфордского до валанжинского яруса. Однако из-за бедности фауной и литологического сходства в большинстве случаев разделить эти свиты крайне сложно. Поэтому корреляция этих отложений в разных частях Чукотского террейна весьма условна и обычно ограничивается отделами. Более того, до настоящего времени остается много неясностей, связанных как со стратиграфической привязкой, так и с обстановками их накопления.
Самыми древними образованиями являются арко-зовые песчаники раучуанской свиты, относимые к оксфорду—кимериджу. Более молодые литологически сходные аркозовые песчаники относятся к нижнему мелу и именуются погынденской свитой. Часто эти разновозрастные образования путают между собой или объединяют в одну свиту.
В связи с этим необходимо выявить основные отличия двух разновозрастных свит, сложенных арко-зовыми песчаниками. Для этого были проведены детальные исследования, направленные на установление их литологических характеристик. Основной целью настоящей статьи является выяснение условий осадконакопления аркозовых песчаников раучуанской свиты в Мырговаамской и Китепвеемской впадинах.
Статья подготовлена на основе результатов полевых исследований и изучения каменного материала, полученного в ходе полевых работ 2003—2004 и 2011 гг. сотрудниками лаборатории тектоники океанов и при-океанических зон ГИН РАН, и дополнена обобщением литературных данных.
Рис. 1. Схема размещения верхнеюрско-нижнемеловых впадин (Паракецов, Паракецова, 1989): 1 — Алазейско-Олойская складчатая система; 2 — Анюйско-Чукотская складчатая система; 3 — Корякско-Камчатская складчатая система; 4 — Охотско-Чукотский вулканогенный пояс; 5 — раннеорогенные впадины: Ю—А — Южно-Анюйский прогиб, Кт — Китепве-емская, М — Мырговаамская; 6 — позднеорогенные впадины: Р — Раучуанская, Пв — Певекская, В-П — Верхне-Пегтымельская, Км —
Камешковская, Нт — Нутесынская; 7 — положение района исследований
История изучения
Впервые присутствие на Северо-Востоке отложений верхней юры и нижнего мела было доказано находками фауны из коллекции П.И. Полевого, собранной в 1912 г. (определения А.П. Павлова). В 1950-е гг. систематические геологические исследования продолжились на всей территории Северо-Востока СССР. В это время К.В. Паракецов, Г.И. Паракецова и М.Е. Городинский установили широкое площадное развитие юрских и нижнемеловых отложений в районе Чаун-ской губы, что привело к открытию крупной Раучу-анской впадины.
В 1956 г. М.Е. Городинский и Я.С. Ларионов на междуречье Раучуа и Лелювеем выделили толщу ар-
козовых песчаников, лишенную органических остатков и согласно перекрывающую отложения верхнего триаса. Толща песчаников была названа раучуанской свитой и отнесена условно к нижней юре. Между тем находки ауцелл (бухий) в сходных по составу аркозах к востоку от нижнего течения р. Раучуа как будто бы указали на валанжинский возраст этих песчаников. Поэтому с 1957 г. все выходы аркозовых песчаников в районе Чаунской губы были объединены в погынден-скую свиту валанжинского возраста. Термин «раучуанская свита» некоторые геологи использовали в качестве ее синонима (Городинский, Паракецов 1960).
В том же 1957 г. Д.Ф. Егоровым в бассейне р. Арын-пыгляваам были собраны остатки двустворчатых моллюсков, представленные отпечатками левой и правой
створок Buchia ex gr. bronni (Rouill.), вида, распространенного в оксфордских и кимериджских отложениях Северо-Востока СССР. Отсутствие несогласия между песчано-глинистыми отложениями верхнего триаса и толщей песчаников позволило оценить возраст последней от ранней юры до кимериджского века включительно. На основании находок органических остатков в 1966 г. было выдвинуто предположение, что в бассейне р. Раучуа имеются две разновозрастные толщи аркозовых песчаников: одна относится к оксфорд-ки-мериджскому времени (раучуанская свита), а другая — к валанжину (погынденская свита) (Паракецов, Городинский, 1966). Различные представления о возрасте раучуанской свиты были обусловлены, во-первых, крайней бедностью пород фоссилиями, и, во-вторых, литологическим сходством раучуанских песчаников с песчаниками погынденской свиты, содержащими ва-ланжинские окаменелости на правобережье р. Раучуа.
Анализ литературных данных позволяет перечислить местоположение находок остатков бухий в рау-чуанской свите. Они немногочисленны и были сделаны в ходе съемочных работ. В нижней части разреза на левобережье р. Мырговаам Л.Н. Телегина в 1986 г. нашла Praebuchia aff. reticulata (Lundgr.). По-видимому, в средней части разреза на отроге горы Динретка в 1964 г. была обнаружена В.С. Богоявленским Buchia ex gr. concéntrica (Sow.). Та же форма была найдена Д.Ф. Егоровым в верховьях р. Арынпыгляваам. Вероятно, в верхней части свиты собрал остатки бухий в среднем течении р. Арынпыгляваам Н.Н. Тевяшов. Отсюда определены Buchia mosquensis paradoxa (Sok.), B. с£ rugosa (Fisch.), B. orbicularis (Hyatt). В 1986 г. геолог Мырговаамского отряда повторил эти сборы, среди которых К.В. Паракецов определил те же формы. Видимо, на том же стратиграфическом уровне, севернее, по левобережью р. Нуаткивеем В.И. Тимохин нашел Buchia mosquensis tenuistriata (Lah.), B. cf. lindstroemi (Sok.), B. с£ rugosa (Fisch.), B. orbicularis (Hyatt). Состав приведенных окаменелостей и распределение их по разрезу, по заключению К.В. Паракецова, не оставляют сомнений в оксфорд-кимериджском возрасте раучуанской свиты (Паракецов, Паракецова, 1989).
Все имеющиеся данные по строению и стратиграфическому возрасту верхнеюрско-нижнемеловых отложений Северо-Востока СССР были обобщены К.В. Па-ракецовым и Г.И. Паракецовой (1989). В пределах Чаунской губы из Раучуанской впадины (Раучуанского прогиба) им были выделены раннеорогенные — Ки-тепвеемская и Мырговаамская и позднеорогенные — Певекская и собственно Раучуанская впадины (рис. 1). Раннеорогенные впадины, по их мнению, целиком сложены отложениями раучуанской свиты.
В 1990-е гг. на двух участках были проведены геолого-съемочные работы. В результате были получены противоречивые сведения, которые не прояснили ситуацию с положением раучуанской и погынденской свит в разрезе юрско-меловых отложений. Поэтому необходимость дальнейшего изучения юрско-меловых
отложений в пределах Чаунской губы остается актуальной. На сегодняшний день дискуссионны следующие вопросы, касающиеся раучуанской свиты: 1) неясен характер взаимоотношений свиты с ниже- и вышележащими толщами; 2) мощность свиты в связи с деформациями трудно определима и разными исследователями оценивается по-разному; 3) в публикациях отсутствуют данные об обстановках осадконакопления и источниках сноса раучуанской свиты; 4) нет единого мнения о том, являются ли выделенные К.В. Параке-цовым раннеорогенные впадины самостоятельными структурами или Китепвеемская впадина служит продолжением Мырговаамской, отделенной от последней Алярмаутским поднятием.
В связи с тем что существует много вопросов о структурном и стратиграфическом положении раучу-анской свиты, возникает много неясностей с интерпретацией ее геодинамического положения. Так, в недавней публикации Э. Миллер и др. (Miller et al., 2008) на основании датирования детритовых цирконов из песчаников раучуанской свиты, а также при сравнении с данными по верхнеюрско-нижнемеловым отложениям о. Столбовой (Новосибирские о-ва) и Пе-векской впадины, были сделаны следующие выводы и палеореконструкции. По мнению Э. Миллер с соавторами, эти отложения накапливались в едином си-норогенном бассейне форланда, а их пространственная разобщенность в современной структуре объясняется раскрытием бассейна Макарова в направлении, перпендикулярном хр. Ломоносова. Основными источниками сноса для этого бассейна были породы верхоянского комплекса.
Для того чтобы прояснить перечисленные вопросы и проверить гипотезу об источниках сноса для пород раучуанской свиты, находившихся в Верхоянье, были проведены исследования, затрагивающие положение раучуанской свиты в структурах Чукотского террей-на, изучены состав и строение свиты, определены ее геохимические характеристики и проанализированы геохронологические данные. Минеральный состав пород приведен на основе петрографического описания 48 шлифов и по более чем 400 результатам химического анализа отдельных минеральных индивидов, полученных с помощью сканирующего электронного микроскопа Philips XL30 ESEM с аналитической приставкой. Расчет формул минералов производился по кислородному методу исходя из стехиометрии. Геохимическое исследование проведено на основании изучения состава 10 образцов (силикатный анализ в лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН и ICP-MS-анализ в лаборатории ядерно-физических и масс-спектральных методов анализа в ИПТМ РАН).
Структурное положение
Строение Мырговаамской впадины до недавнего времени представлялось относительно простым, с преобладанием пологих мульдообразных складок, в ко-
торые смяты несогласно залегающие на верхнетриасовых отложениях породы раучуанской свиты. После геолого-съемочных работ крупного масштаба, проведенных здесь в 1990-х гг., появились две точки зрения на характер взаимоотношений осадочных комплексов. М.А. Баранов, проводивший работы в центральной части Мырговаамской впадины (рис. 2), вскрыв контакт верхнетриасовых и верхнеюрских отложений канавами, пришел к выводу, что породы раучуанской свиты слагают пакет моноклинально залегающих тектонических пластин с юго-западным падением. Тектонические пластины полого надвинуты одна на другую и разделены горизонтами перемятых, милонитизиро-ванных песчано-глинистых отложений норийского возраста. Контакт с более молодыми отложениями, относящимися к нетпнейвеемской свите, не был зафиксирован (Баранов и др., 1991).
Другая точка зрения была предложена Ю.М. Телегиным, руководившим работами на востоке Мыргова-амской впадины (Телегин, 1995). Этот исследователь полагал, что породы раучуанской свиты с угловым несогласием залегают на породах нория, местами с тектоническим контактом. В канаве 301 он отметил согласное залегание между нетпнейвеемской и раучуанской свитами.
В небольшом естественном обнажении вдоль борта р. Раучуа в ходе полевых работ (т.н. 48-1-2) нами наблюдался тектонический контакт отложений раучуанской свиты и триасовых отложений норийского возраста (мачваамская свита), выраженный зоной дробления мощностью 5 м. Контакт раучуанской и нетпнейвеем-ской свит нами не наблюдался. В канаве 301 (К-301), описанной в отчете Ю.М. Телегина, наблюдается согласное залегание погынденской свиты нижнего мела на нетпнейвеемскую. Более того, в других многочисленных точках наблюдения неоднократно был зафиксирован контакт отложений нетпнейвеемской свиты, которая с угловым несогласием залегает непосредственно на породах нория. Таким образом, исследования, проведенные авторами настоящей статьи, подтверждают точку зрения М.А. Баранова.
Мощность отложений раучуанской свиты ранее считалась очень большой, от 1600 до 2200 м (Паракецов, Городинский, 1966). После работ М.А. Баранова стало ясно, что такие мощности предшественники наблюдали в обнажениях с совмещением тектонических пластин и соответственно с увеличением исходных мощностей. Замеры мощностей раучуанской свиты в полевых условиях с учетом данных предшественников показали, что мощность свиты в разных частях впадины колеблется от 450 до 700 м.
Состав и строение толщи
Детальное описание и анализ разрозненных обнажений, разрезов и их частей в Китепвеемской и Мырговаамской впадинах показали практически идентичный состав и строение разреза раучуанской свиты.
Подобное сходство на достаточно большой территории позволяет предполагать единые обстановки ее осадко-накопления.
Свита представлена чередованием мощных пачек песчаников и более тонких пачек неритмично чередующихся песчаников, алевролитов и аргиллитов (рис. 3). В нижней части разреза песчаники имеют темно-серую окраску с примесью тонкорассеянного органического вещества, вверху цвет песчаников сменяется на зеленовато-серый, органического вещества становится меньше. Градационная слоистость отмечена в песчаниках пачек переслаивания. Кроме того, в развалах найдены фрагменты с конволютной слоистостью и следами нагрузки.
Главным картировочным признаком выделения раучуанских песчаников является наличие обломков аргиллитов (интракластов) в их составе. Размерность аргиллитовых интракластов часто значительно крупнее песчаных зерен, слагающих породу. Они представлены неокатанными, угловатыми или окатанными, часто изометричными обломками аргиллитов от 0,5 до 2 см в диаметре. Содержание аргиллитовых обломков в образце изменяется от нескольких экземпляров в прослое до нескольких десятков. Все эти признаки свидетельствуют о накоплении в активной гидродинамической обстановке под влиянием склоновых процессов.
Петрографическое изучение показало, что песчаники мелко- и среднезернистые с размерностью обломков 0,05—0,3 мм (в отдельных образцах отмечаются более крупные обломки до 0,7 мм) с разной степенью окатанности материала, по составу аркозовые (рис. 4). Результаты подсчета обломочных зерен в 9 представительных образцах позволили уточнить, что среди них преобладают полевые шпаты, количество которых составляет около половины всех обломков, а иногда достигает 65%. Кварцевые зерна составляют 25—35%; литокласты — от 5 до 10% от общего количества диагностированных зерен. Кроме кварца, полевых шпатов и обломков пород в песчаниках содержится от 3 до 8% слюдистых минералов, до 1% эпидота и незначительное количество акцессорных (апатит, сфен, гранат и циркон). Объем цемента в среднем составляет 5—10 %, что соответствует поровому пространству хорошо уплотненного песка. Первичный цемент по составу глинистый со значительным количеством вулканического материала, часто почти полностью замещен чешуйчатыми агрегатами слюдистых минералов, местами хлоритом. Для отдельных частей разреза характерно наличие вторичного карбоната, развивающегося по цементу и полевым шпатам, реже отмечаются идио-морфные кристаллы доломита.
Кварц представлен главным образом плохо окатанными зернами и их обломками. Часть песчаников, особенно в южных разрезах, содержит до 20% остроугольных зерен кварца с треугольным габитусом, что указывает на присутствие вулканического источника сноса. Другая часть кварцевых зерен сложена монокристаллическим кварцем с волнистым погасанием и
Рис. 2. Карта фактического материала на геологической основе, составленной по данным (Белик, 1979; Садовский, 1970; Сосунов, 1962;
Часовитин, 1966):
1 — палеозойский комплекс; 2 — триасовый комплекс; 3 — нижнеюрские аргиллиты; 4 — аркозовые песчаники раучуанской и погын-денской свит; 5 — вулканогенно-осадочные отложения нетпнейвеемской свиты; 6 — терригенные породы утувеемской свиты; 7 — позд-немеловые вулканиты; 8 — интрузивный комплекс; 9 — разрывные нарушения: а — надвиги, б — сложной кинематики; 10 — точки
наблюдения: а — авторов статьи, б — Э. Миллер (Miller et al., 2006, 2008)
ш
2
О <
о о
со ^
о. о.
(В
ю
8 I
I* § 1 О 5
а> си
ш >.
0
1
го >.
т >.
га о.
^У^vЛУU^vAK/-
ж
©
700
800-920
750-800
610-800
1100
700
65,0
¿50
600
! 450
400
350
300
250
200
150
\100
50
0 415
у
456 Г
0 457~=К
<
•Ч
>
4
50-3 К
54-4-7
О 54-8 Г
«48-1-2;
2 -----
6
а б в"
—= 9
Рис 3. Корреляционная схема разрезов раучуанской свиты. Общая стратиграфическая колонка составлена по данным (Велик, 1979; Садовский, 1970; Сосунов, 1962; Часовитин,
1966) с уточнениями:
1 — схематический разрез по разрозненным коренным выходам на правобережье р. Умкуэвеем (Сосунов, 1962); 2 — разрез по единичным коренным выходам в истоках руч. Продольного горы Скалистой (Часовитин, 1966); 3 — разрез в канве № 20 на водоразделе руч. Арниполал — Гусиный (Баранов и др., 1991); 4 — разрез по делювиальным свалам и разрозненным коренным выходам на правобережье верхнего течения руч. Горный (Телегин, 1995). 1 — конгломераты; 2 — песчаники; 3 — алевролиты; 4 — аргиллиты; 5 — туфопесчаники; 6 — находки фауны; 7 — растительный детрит; 8 — интракласты и обломки аргиллитов; 9 — текстурные особенности: а — фьямме, б — линзовидная слоистость, в — параллельная
слоистость, Г — градационная, К — конволютная
незначительным количеством мелких газовых и газо-во-жидких включений. Поликристаллический кварц с изрезанными лапчатыми контурами имеет второстепенное значение. Подобный тип кварца, по мнению И.М. Симановича (1978), характерен для древних гра-нитоидов. Еще одним признаком гранитоидного происхождения является наличие кварцевых зерен с включениями рутила. Срастания с другими минералами наблюдаются редко, в основном отмечаются сростки кварца с полевыми шпатами, что также позволяет интерпретировать их происхождение из гранитоидов.
Зерна полевых шпатов представлены преимущественно кислыми плагиоклазами, реже встречаются менее кислые разности с анортитовой составляющей до 20, реже 30. Как правило, олигоклазы в большей степени окатаны и подвергнуты вторичным изменениям. Щелочные полевые шпаты представлены микроклином, нередко с отчетливой микроклиновой решеткой, его количество в некоторых частях разрезов достигает 20% от общего количества зерен. Встречены разности с мозаичным пертитом, а также альбитизи-рованные зерна калиевого полевого шпата. Полевые шпаты в различной степени подверглись вторичным изменениям, развитию слюдистого агрегата, карбоната и эпидота.
Из других породообразующих компонентов самыми распространенными являются слюдистые минералы. Среди них преобладает биотит, имеющий стандартные оптические характеристики. Иногда чешуйки биотита достигают 0,7 мм в поперечнике, в большинстве случаев они сильно деформированы и почти полностью замещены хлоритом. В подчиненном количестве находятся белые слюды. Среди них в равном количестве присутствуют иллиты (гидромусковиты) и мусковиты с небольшой примесью фенгитового минала и различной степенью катиондефицитности.
Рис. 4. Минеральный состав песчаников (поля классификационной диаграммы нанесены по данным (Шутов и др., 1972): Q — кварц; Б — полевые шпаты; Ь — литокласты; 1 — мономинеральные кварцевые; 2 — кремнекласто-кварцевые; 3 — полево-шпатово-кварцевые; 4 — мезомикто-кварцевые; 5 — собственно аркозы; 6 — граувакковые аркозы; 7 — поле пород нетерригенного происхождения; 8 — полевошпатовые граувакки; 9 — собственно граувакки; 10 — кварцевые граувакки; 11 — полевошпатово-квар-цевые граувакки; 12 — кварцево-полевошпатовые граувакки
На классификационных диаграммах составов мусковитов различного генезиса (Куприянова, 1989) они занимают поле метаморфических пород (рис. 5, А).
Среди акцессорных минералов наиболее важным с точки зрения выяснения состава и генезиса источников сноса является гранат. В песчаниках свиты этот минерал присутствует в виде единичных неока-танных кристаллов альмандин-пиропового ряда (содержание MgO до 7%). На классификационной диаграмме (Соболев, 1970) они относятся к полю составов, характерных для гранатов гранулитовой фации метаморфизма (рис. 5, Б).
Рис. 5. А — составы мусковитов из песчаников раучуанской свиты (поля составов мусковитов различного генезиса нанесены по данным (Куприянова, 1989)): 1 — граниты, 2 — пегматиты и жилы, 3 — метаморфические породы; Б — составы гранатов из песчаников раучуанской свиты (поля составов пироп-альмандиновых гранатов разных фаций метаморфизма нанесены по данным (Соболев, 1970)): фации метаморфизма: I — зеленосланцевая, II — амфиболитовая, III — гранулитовая, IV — эклогитовая
Преобладающая часть литокластов — вулканиты основного—среднего состава (предположительно андезиты) и фельзиты. Главным образом это микрозернистые агрегаты с отдельными микролитами плагиоклаза. В северных разрезах они представлены измененными обломками с реликтами вулканогенной структуры. В южных разрезах преобладают свежие, неизмененные разности, не имеющие четких форм. Для песчаников также характерно наличие как обломков вулканического стекла, так и выполненные им интерстиции. Обломки осадочных пород представлены аргиллитами, алевролитами и мелкозернистыми песчаниками. По минералогическому составу и текстурно-структурным характеристикам (в основном наличию кливажа) обломки аргиллитов сходны с аргиллитами верхнего триаса. Помимо описанных разностей встречаются кварциты и кварц-серицитовые сланцы.
Геохимические особенности
Геохимические особенности песчаников раучуан-ской свиты даны на основе 10 силикатных (табл. 1) и 10 анализов малых и редкоземельных элементов методом ТСР-М8 (табл. 2).
По сравнению со средним составом аркоз (Petti-john, 1963) для песчаников раучуанской свиты характерно более низкое содержание SiO2 и более высокое содержание щелочей, что говорит о большем соотношении полевых шпатов к кварцу, чем в стандартных аркозах. Значительное преобладание Na2O над K2O не свойственно для аркоз, и на диаграмме Na2O/K2O песчаники раучуанской свиты занимают поле грау-вакковых песчаников, но низкое содержание матрик-са и обломков пород (не более 10%) не позволяет относить изучаемые песчаники к этому классу. Скорее всего, такое отношение Na2O/K2O вызвано преобладанием зерен альбита над микроклином, что подтверждается петрографическими данными.
Для пород раучуанской свиты был рассчитан индекс химического выветривания CIA (Nessbitt, Young, 1982). В среднем индекс CIA достаточно низкий, составляет от 50 до 60, что свидетельствует не только о слабом выветривании пород свиты, но и позволяет сделать вывод о нахождении в источниках сноса свежих, недавно выведенных на поверхность пород. На диаграмме A—CN—K (рис. 6) породы свиты демонстрируют нормальный тренд выветривания. Смещение отдельных точек к вершине А объясняется большей из-мененностью полевых шпатов в этих образцах.
Таблица 1
Геохимический состав пород раучуанской свиты по данным силикатного анализа, вес. %
Компоненты Образцы
466/7 470/5 470/7 470/7a 456/10 456/8 415/4 54-7-5 50-3-6 469/4 Аркозы (Pettijohn, 1963)
SiO2 67,75 63,03 61,80 65,19 66,98 63,36 66,04 65,67 68,01 61,95 77,1
TiO2 0,51 0,57 0,62 0,53 0,55 0,62 0,53 0,77 0,52 0,77 0,3
Al2O3 15,14 13,97 15,60 14,39 14,67 14,44 14,46 14,70 15,14 16,47 8,7
Fe2°3 1,15 1,45 3,03 1,44 2,08 1,95 2,23 1,67 1,11 6,48 1,5
FeO 2,49 3,92 1,44 2,33 2,08 4,02 2,44 2,94 2,26 0,26 0,7
MnO 0,05 0,22 0,13 0,12 0,05 0,13 0,08 0,07 0,06 0,17 0,2
MgO 1,50 2,23 1.68 2,03 1,82 2,13 1,88 2,01 1,61 0,39 0,5
CaO 1,50 3,11 4,39 2,82 0,84 1,97 1,25 2,49 1,75 1,25 2,7
Na2O 4,70 2,32 0,41 4,83 4,40 4,83 5,07 4,30 4,06 2,83 1,5
K^O 2,77 2,22 2,95 1,41 3,16 2,45 2,66 2,47 3,12 2,65 2,8
P2O5 0,15 0,18 0,22 0,17 0,14 0,22 0,17 0,20 0,16 0,24 0,1
Сумма 99,71 99,57 99,19 99,86 99,33 99,43 99,27 99,44 99,67 99,46
H2O- 0,24 0,71 0,54 0,54 0,39 0,42 0,26 0,19 0,23 0,97
CO2 0,40 2,81 3,06 1,77 0,47 0,93 0,66 0,32 0,23 0,66
H2O+ 1,40 2,52 2,81 1,87 1,70 1,97 1,36 1,62 1,45 3,71
CIA 54,69 69,17 76,55 57,79 56,91 54,54 54,70 52,04 54,34 66,55
Химический состав пород нория и раучуанской свиты по данным ЮР-Мв-анализа, мкг/г
Таблица 2
Компоненты 456/11 469/1 470/5 456/7-1 469/1 456/2 462Дар 461/6-1 415/4 466/7-3 470/7-1 54-7-5 50-3-6
1/с(инт) 1/с(инт) 13лг(инт) 1/с 1/с Т3п Т3п Т3п 13гс 13гс 1/с 1/с 13гс
и н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. 20,73 17,32 28,59 19,17 14,71
Ве 2,91 2,27 2,64 1,89 1,86 1,15 2,35 0,81 1,97 1,71 1,30 1,90 1,92
вс 7,40 7,36 7,41 7,09 7,26 7,37 6,45 6,87 7,48 7,64 7,43 7,47 6,86
Т1 8228,00 5232,24 5189,84 3857,86 2984,49 3040,34 4560,98 9332,85 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.
V 216,74 119,05 92,37 66,98 46,84 54,94 159,88 281,49 56,33 58,41 59,42 82,18 52,97
Сг 94,84 76,06 60,62 52,31 41,18 72,00 111,79 219,74 25,61 28,57 41,46 34,49 29,13
Мп 1181,23 308,33 847,14 560,11 457,21 1231,37 441,29 767,54 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.
Бе 72687,30 23014,33 32733,88 28460,41 25176,47 37273,51 45863,25 77721,65 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о.
Со 29,87 9,56 10,26 8,92 7,55 17,04 15,44 27,69 6,79 6,93 8,27 8,08 7,83
N1 48,41 17,37 14,77 16,76 9,94 44,44 49,07 61,01 23,32 20,99 23,75 26,75 21,33
Си 24,60 17,02 6,78 1,47 0,04 2,27 13,66 14,17 7,77 7,42 9,12 6,76 7,53
Хп 112,82 66,27 70,46 55,05 44,23 59,97 90,87 104,72 53,67 58,82 58,71 52,13 53,66
Оа 25,99 28,34 25,26 17,28 16,27 10,64 22,70 17,53 15,31 14,76 15,36 15,58 15,85
Ав н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. 1,49 2,03 3,34 1,20 1,42
ве н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. <ПО <0,6 <0,7 <0,9 <0,8
№ 24,50 109,25 107,31 46,85 41,69 41,24 115,67 0,91 60,10 67,78 35,55 42,17 74,97
вг 363,23 84,85 101,85 341,98 186,49 56,37 215,71 115,11 337,04 345,49 268,19 262,68 248,81
У 40,81 18,90 16,79 19,36 14,17 16,22 27,84 29,07 16,70 17,45 15,10 21,40 17,46
Ъг 258,06 147,31 167.74 279,39 143,97 205,92 190,72 150,16 172,40 190,41 158,78 247,25 179,12
№ 19,13 14,69 13,14 11,19 9,43 8,59 12,63 10,56 10,18 10,11 8,64 14,01 9,90
Мо 2,13 0,95 0,32 0,36 0,24 0,09 0,55 0,22 0,16 0.64 0,54 0,53 0,59
Ю1 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. <по <по <ПО <по <ПО
Рс1 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. <по <по <по <по <по
А& н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. 0,05 0,05 0,06 0,05 0,04
Сс1 0,33 0,15 0,17 0.36 0,16 0,20 0,26 0,18 0,06 0,04 <по <по 0,05
въ н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. 0,12 0,16 0,11 0,21 0,09
Те н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. <по <по <по <по <по
Се 3,22 3.97 4,46 1,68 1,74 3,61 9,74 0,59 0,52 0,83 0,44 0,52 0,81
Окончание табл. 2
Компоненты 456/11 469/1 470/5 456/7-1 469/1 456/2 462Дар 461/6-1 415/4 466/7-3 470/7-1 54-7-5 50-3-6
13гс(инт) 13гс(инт) 13лг(инт) 13гс 13гс Т3п Т3п Т3п 13гс 13лг 13гс 13гс 13гс
Ва 697,65 514,36 708,53 727,93 251,97 168,23 817,24 31,81 1094,60 1083,01 684,61 860,32 967,76
Еа 45,67 66,76 43,04 42,93 28,12 15,93 33,86 16,15 39,81 48,40 37,73 54,54 40,83
Се 95,10 128,19 84,37 81,85 54,61 32,69 66,99 34.33 77,85 93,83 74,05 88,27 81,48
Рг 11,96 14,94 10,05 9,61 6,44 3,98 8,34 4,44 8,91 10,40 8,18 11,60 8,80
N(1 47,71 52,20 36,17 35,29 23,42 15,73 31,73 18,61 33,57 38,78 31,19 43,40 32,99
вш 9,79 6,79 5,95 6,06 4,11 3,62 6,57 4,38 5,73 6,28 5,24 7,06 5,65
Ей 2,51 1,25 1,34 1,46 1,05 0,98 1,61 1,30 1,24 1,35 1,19 1,34 1,19
Ос1 8,70 4,08 4,22 4,53 3,23 3,81 5,60 4,66 4,40 4,80 4,12 5,52 4,43
ТЬ 1,36 0,60 0,60 0,66 0,49 0,58 0,90 0,80 0,64 0,68 0,58 0,78 0,64
Оу 8,09 3,43 3,32 3,79 2,83 3,30 5,35 5,29 г,12 3,79 3,24 4,43 3,66
Но 1,71 0,74 0,70 0,79 0,57 0,64 1,13 1,18 0,71 0,74 0,65 0,88 0,71
Ег 4,81 2,23 2,05 2,27 1,60 1,80 3,31 3,43 2,13 2,15 1,90 2,56 2,09
Тш 0,71 0,34 0,32 0,34 0,24 0,26 0,49 0,48 0,31 0,30 0,27 0,37 0,30
УЬ 4,82 2,31 2,14 2,31 1,56 1,75 3,27 3,10 2,08 2,05 1,85 2,52 2,01
Ей 0,74 0,35 0,33 0,36 0,23 0,28 0,49 0,46 0,31 0,30 0,27 0,37 0,30
Ш 6,57 4,12 4,52 6,93 3,70 5,30 4,98 3,82 4,67 4,79 4,21 6,46 4,56
Та 1,26 0,91 0,86 0,71 0,63 0,60 0,94 0,77 0,74 0,76 0,57 1,00 0,70
Т1 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. 0,33 0,36 0,21 0,27 0,40
РЬ 4,36 2,27 3,91 11,65 10,24 8,38 4,25 5,76 14,70 16,14 14,19 11,59 16,04
В1 н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. н.о. 0,04 0,04 0,03 0,04 0,05
ТЬ 23,58 12,46 10,60 7,79 5,76 6,62 12,42 3,07 8,12 9,11 6,08 11,08 8,59
и 4,24 2,06 1,87 1,56 1,17 1,72 2,31 1,41 1,29 1,50 1,24 1,39 1,46
Еип/Еи*(1) 0,53 0,34 0,43 0,46 0,48 0,54 0,51 0,63 0,41 0,39 0,42 0,37 0,38
Еа/УЬ п' п 6,80 20,71 14,41 13,35 12,94 6,54 7,43 3,74 13,73 16,95 14,64 15,55 14,56
Примечание: н.о. — не определялось, <ПО — ниже предела обнаружения, 13лг(инт) — интракласты в породах раучуанской свиты, 1/с — породы раучуанской свиты, Т3п — породы норийского яруса триаса; Еип/Еи*, где Ей* — рассчитан через Ос1.
Для систематизации и выявления источников сноса и обстановок накопления построены различные диаграммы на основе результатов анализов главных, малых и редкоземельных элементов, часть из которых приведена на рис. 7. Расположение фигуративных точек на этих диаграммах свидетельствует о накоплении осадков в условиях активной тектонической обстановки в результате размыва пород преимущественно кислого состава при наличии основного вулканического источника, без влияния процессов рециклинга.
Редкоземельные элементы
Отложения раучуанской свиты как в различных частях Мырговаамской впадины, так и в Китепвеемской впадине характеризуются одинаковым распределением редкоземельных элементов (РЗЭ). Отличительной особенностью свиты является высокое отношение Ьа/УЪ как результат обогащения легкими РЗЭ и обеднения тяжелыми РЗЭ, а также менее выраженной Еи-анома-лией относительно состава РЛЛ8 (табл. 2; рис. 8, А). Для сравнения на диаграмму (рис. 8, Б) были нанесены данные для аргиллитов верхнего триаса, накопившихся в условиях пассивной континентальной окраины. Они демонстрируют полностью идентичный РАА8 спектр редкоземельных элементов. Это свидетельствует о различных источниках сноса для триасовых и юрских (раучуанских) отложений.
Для выявления происхождения интракластов аргиллитов, содержащихся в песчаниках раучуанской свиты, они также были проанализированы методом 1СР-М8, и проведено их сравнение по наиболее характерным показателям с породами триаса и верхней юры. Из обр. 456/11 были выделены угловатые обломки аргиллитов размером от 0,3 до 0,5 см. Их геохимические характеристики аналогичны аргиллитам триаса (табл. 2), что подтверждает петрографические наблюдения. Из обр. 469/1 и 470/5 выделены крупные изометричные слабоокатанные обломки аргиллитов размером от 0,8 до 2 см, по геохимическим характеристикам они сходны с вмещающими песчаниками раучуанской свиты. Это свидетельствует о перемыве аргиллитов из нижележащих пачек, что указывает на активную гидродинамику в бассейне накопления. Более того, более крупный размер этих образований и их окатанность, возможно, свидетельствуют о незначительном уровне их литификации.
Подводя итоги детального изучения отложений раучуанской свиты, необходимо отметить следующее:
1. Раучуанская свита залегает с тектоническим контактом на отложениях верхнего триаса.
2. Породы свиты слагают пакет моноклинально залегающих тектонических пластин, полого надвинутых одна на другую (Баранов и др., 1991). Чешуйчатая структура подчеркивается куэстовым типом рельефа, что отчетливо дешифрируется на аэро- и космоснимках.
3. Отложения раучуанской свиты содержат остатки двустворчатых моллюсков рода ВыеШа, указывающие на ее оксфорд-кимериджский возраст.
Рис. 6. Положение фигуративных точек составов песчаников раучуанской свиты на диаграмме A—CN—K (Nesbitt, Young 1982)
4. В строении разреза преобладают массивные песчаники. Количество тонкозернистого материала увеличивается от периферии впадины к ее центру.
5. Для отложений свиты характерны градационная слоистость в пачках переслаивания, конволютная слоистость и следы нагрузки.
6. Песчаники свиты содержат два типа интракластов. Один тип представлен мелкими угловатыми ин-тракластами аргиллитов, по петрографическим и геохимическим особенностям идентичными аргиллитам верхнего триаса. Другой тип представлен изометрич-ными обломками, размер которых значительно превосходит размер зерен вмещающих пород. Обломки аргиллитов в этом случае крупные, до 2 см, по петрографическим и геохимическим данным сходные с вмещающими песчаниками, что свидетельствует об активной гидродинамике в бассейне осадконакопления и размыве нижележащих осадков.
7. В составе главных породообразующих минералов песчаников раучуанской свиты определены полевые шпаты от 50 до 65% (олигоклазы и микроклины, натриевые полевые шпаты преобладают). Повышенное количество полевых шпатов, а также наличие сростков кварца и полевых шпатов указывают на гранитный источник в области сноса.
8. Среди породообразующих минералов установлены мусковиты метаморфического происхождения, гранаты (альмандины) гранулитовой фации метаморфизма и эпидот. Все эти минералы свидетельствуют о наличии метаморфического источника в области сноса.
9. В обломках пород присутствуют также терри-генные породы и вулканиты кислого и основного состава. Последние указывают на присутствие вулканитов в источнике сноса.
Рис. 7. Геохимические особенности пород раучуанской свиты. Положение фигуративных точек составов песчаников на дискриминант-
ных диаграммах:
А — определения обстановок накопления М.Р. Бхатия (Bhatia, 1983) (А — океаническая островная дуга; B — континентальная островная дуга; C — активная окраина; D — пассивная континентальная окраина); Б — определения составов источников сноса Гу (Gu, 1994); В — определения составов источников сноса Тейлора—МакЛенана (Тейлор, МакЛенан, 1988)
Рис. 8. А — распределение редкоземельных элементов в песчаниках, содержащихся в них изометричных обломках аргиллитов раучуанской свиты и состав PAAS; Б — распределение редкоземельных элементов в аргиллитах норийского возраста и остроугольных обломках аргиллитов из песчаников раучуанской свиты и состав PAAS. РЗЭ нормированы на хондрит (Sun, McDonough, 1989), PAAS — среднее значение из 23 анализов постархейских глинистых сланцев Австралии (Nance, Taylor, 1976)
10. Для отложений свиты характерны повышенное Na2O/K2O соотношение, низкий коэффициент CIA и высокое La/Yb отношение.
Обсуждение результатов
Как уже было отмечено, в недавней публикации Э. Миллер и др. (Miller et al., 2008) предполагается, что
накопление юрско-меловых отложений Чукотского террейна происходило в синорогенном бассейне фор-ланда, источником сноса для которого служили породы верхоянского комплекса. Основанием для подобной реконструкции послужили и—РЬ-датировки детритовых цирконов из трех разрезов Китепвеемской и Мырговаамской впадин (метод ЬА-МС-ЮРМ8, положение точек см. на рис. 2). На основании этих
данных, суммарно по трем образцам, нами были выделены три основные популяции возрастов детритовых цирконов. Самая молодая популяция (156—180 млн лет), триас-палеозойская (230—450 млн лет с характерными пиками =250—270 млн лет и =340 млн лет) и палео-протерозойская (1840—2040 млн лет).
Используя петрографические и геохимические данные, полученные в рамках настоящего исследования, а также учитывая изотопные характеристики обломочных цирконов из песчаников верхнего триаса (Miller et al., 2006), можно утверждать следующее. Источником сноса для самой молодой популяции обломочных цирконов являются основные вулканиты, обломки которых в изобилии присутствуют в раучуанских песчаниках с увеличением их количества в верхней части разреза. Возраст этой самой молодой популяции (=150—180 млн лет) коррелируется с оксфорд-киме-риджской — нижнемеловой Кульпольнейской островной дугой, а также с кислыми вулканитами вулкано-плутонических ассоциаций типа Берложья кальдера (145 млн лет; Тихомиров и др., 2008). Кроме того, присутствие самых молодых цирконов с возрастом 156 млн лет подтверждает оксфорд-кимериджский возраст для раучуанских песчаников. Наличие палеозойской популяции цирконов объясняется перемывом триасовых терригенных пород, а возможно, также пер-мо-триасовых и более древних. Подтверждением присутствия материала триасовых пород в раучуанской свите служат угловатые интракласты первого типа, геохимические характеристики которых одинаковы с аргиллитами триаса. Наличие самой древней и самой крупной популяции указывает на преобладание древних гранитоидов в источнике сноса. Положение этого источника на сегодняшний день остается дискуссионным, но можно предположить существование древнего крупного континентального блока, отмеченного в работах Н.С. Шатского (1935), Л.П. Зоненшайна и др. (1990) и Имбри и др. (Embry, 1993, 2009). Хочется также отметить различие в распределении возрастов детритовых цирконов для терригенных пород раучу-анской свиты и верхнего триаса (Miller et al., 2006, 2008), что свидетельствует о резкой смене источников сноса в юрское время.
История развития
Существовавшая в триасовое время пассивная континентальная окраина Чукотского микроконтинента завершила свое развитие в конце позднего триаса — начале ранней юры. Активная структурная перестройка в регионе в ранне-среднеюрское время привела к формированию ряда межгорных впадин. В результате мощные флишоидные толщи триаса были выведены на поверхность. Отсутствие отложений нижней и средней юры в изучаемом регионе и данные о резкой смене источников сноса в позднеюрское время подтверждают это предположение. В одной из впадин происходило накопление песчаников в оксфорд-кимериджское вре-
мя (раучуанская свита). В области размыва располагались терригенные породы триаса, на севере — гра-нитоидные породы древнего континентального блока и отдельные вулканические постройки типа Берложьей кальдеры, точное положение которых в настоящий момент трудно установить.
Синхронная вулканическая деятельность Кульполь-нейской островной дуги приводила к тому, что большое количество вулканического материала поступало в осадки, особенно во время накопления пород, слагающих верхнюю часть разреза раучуанской свиты. В кимериджскую эпоху дуга начала аккретироваться к Чукотскому микроконтиненту, об этом свидетельствует наличие обломков основных вулканитов и детри-товых цирконов с возрастом от 156 млн лет. Подобный сценарий накопления верхнеюрских отложений может объяснять отсутствие базальных конгломератов в нижней части раучуанской свиты. Бассейн, в котором формировалась раучуанская свита, имел достаточно крутые склоны и узкую зону пляжа. По периферии бассейна располагались сильно рассланцованные триасовые аргиллиты, породы, весьма неустойчивые при переносе. Тем не менее эти аргиллиты формировали угловатые уплощенные интракласты размером от нескольких миллиметров до 10—15 см в юрских песчаниках. В целом накопление отложений происходило в активной тектонической обстановке, в условиях интенсивной гидродинамики бассейна, под воздействием склоновых процессов. Об этом свидетельствует наличие таких текстурных особенностей, как следы нагрузки, глинистые окатыши в нижних и центральных частях песчаниковых горизонтов, градационная и кон-волютная слоистость.
Вследствие плохой обнаженности разрезы раучу-анской свиты тяжело коррелировать между собой, поэтому нам не удалось интерпретировать основное направление поступления материала в бассейн. Тем не менее литологические особенности разрезов указывают на следующее. По современной периферии впадины с запада, юга и востока преобладают более песчанистые разрезы по сравнению с центральными частями. Кроме того, в южных разрезах отмечено доминирование крупных изометричных обломков аргиллитов, что, скорее всего, свидетельствует о размыве стенок каньона. Таким образом, можно предположить, что материал в бассейн накопления поступал как с юга, так и с севера.
Заключение
Проведенные детальные полевые наблюдения, ми-нералого-петрографические и геохимические исследования пород раучуанской свиты позволили выявить главные особенности ее накопления и литологические характеристики, установить источники для разных популяций цирконов. В результате были определены обстановки осадконакопления и состав источников сноса для оксфорд-кимериджских осадков. Их накоп-
ление происходило в межгорной впадине в результате подводно-оползневых процессов. Среди источников сноса преобладали терригенные породы триаса и древние гранитоиды, а также верхнемезозойские вулканиты кислого и основного составов. Полученные данные хорошо согласуются с последними палеореконструк-циями, согласно которым коллизия происходила в течение поздней юры (волжского века) — раннего мела. В результате коллизии океанический бассейн превратился в закрывающийся турбидитовый бассейн с формированием покровно-складчатой структуры в готе-рив-барремское время (Соколов и др., 2010).
Кроме того, проведенные исследования продемонстрировали важность комплексного изучения осадочных
пород для понимания событий, происходивших в регионе в целом. Анализ обстановок осадконакопления, минералого-геохимические данные, а также детальное изучение аргиллитовых интракластов в составе раучуанских песчаников показали, что источниками сноса для них служили синхронные отложения и триасовые породы Чукотской пассивной окраины.
Работа выполнена при финансовой поддержке по государственному контракту Роснедра—РАН «Построение плитотектонических реконструкций и модели напряженного состояния литосферы Арктического региона в связи с проблемой расширения внешней границы континентального шельфа РФ», РФФИ проекты 11-05-00787, 12-05-31432 и НШ-5177.2012.5.
ЛИТЕРАТУРА
Баранов М.А., Телегин Ю.М., Томилов В.А. и др. Отчет о групповой геологической съемке м-ба 1:50 000 с общими поисками в 1985-1991 гг. Кн. 1. Певек: Чаунская ГРЭ СВПГО, 1991. 256 с.
Белик Г.Я. Объяснительная записка к геологической карте СССР м-ба 1:200 000. Лист Я-58-ХХК, XXX. Магадан, 1979. 101 с.
Бондаренко Г.Е. Тектоника и геодинамическая эволюция мезозоид северного обрамления Тихого океана: Автореф. докт. дисс. М., 2004. 45 с.
Бялобжеский С.Г., Горячев Н.А. О происхождении Колымской структурной петли // Эволюция тектонических процессов в истории Земли: Мат-лы Всерос. совещ. Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2004. С. 73-75.
Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России. Кн. 1 / Ред. А.И. Ханчук. Владивосток: Дальнаука, 2006. 572 с.
Городинский М.Е. Геологический очерк центральных районов Чукотки // Мат-лы по геол. и полез. ископ. Северо-Востока СССР. 1963. № 16. С. 56-66.
Городинский М.Е., Паракецов К.В. Стратиграфия и тектоника мезозойских отложений Раучуанского прогиба // Мат-лы по геол. и полез. ископ. Северо-Востока СССР. 1960. № 14. С. 13-26.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР: В 2 кн. М.: Недра, 1990. 326 с.
Катков С.М., Миллер Э.Л, Торо Дж. Структурные пара-генезы и возраст деформаций западного сектора Анюйско-Чукотской складчатой системы (Северо-Восток Азии) // Геотектоника. 2010. № 5. С. 61-80.
Куприянова И.И. Группа мусковита // Типоморфизм минералов. М.: Недра, 1989. С. 299-313.
Паракецов К.В., Городинский М.Е. К вопросу о возрасте аркозовых песчаников в районе Чаунской губы // Мат-лы по геол. и полез. ископ. Северо-Востока СССР. 1966. № 19. С. 56-62.
Паракецов К.В., Паракецова Г.И. Стратиграфия и фауна верхнеюрских и нижнемеловых отложений Северо-Востока СССР. М.: Недра, 1989. 298 с.
Парфенов Л.М. Континентальные окраины и островные дуги мезозоид Северо-Востока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 192 с.
Парфенов Л.М., Натапов Л.М., Соколов С.Д., Цуканов Н.В. Террейны и аккреционная тектоника Северо-Востока Азии // Геотектоника. 1993. № 1. С. 68-78.
Садовский А.И. Объяснительная записка к геологической карте СССР м-ба 1:200 000. Лист R-58-XXVII, XXVIII. М., 1970. 75 с.
Симанович И.М. Кварц песчаных пород. М.: Наука, 1978. 155 с.
Соболев Н.В. Гранаты // Фации метаморфизма. М.: Недра, 1970. С. 328-340.
Соколов С.Д., Бондаренко Г.Е., Морозов О.Л. и др. Покровная тектоника Южно-Анюйской сутуры (Западная Чукотка) // Докл. АН. 2001. Т. 376, №1. С. 7-11.
Соколов С.Д., Тучкова М.И., Бондаренко Г.Е. Тектоническая модель Южно-Анюйской сутуры и ее роль в формировании структур Восточной Арктики // Ред. Ю.Г. Леонов. Строение и история развития литосферы. М.: Paulsen, 2010. С. 204-227.
Сосунов Г.М. Объяснительная записка к геологической карте СССР м-ба 1:200 000. Лист R-58-XXXV, XXXVI. M.: Госгеолтехиздат, 1962. 66 с.
Тейлор С.Р., МакЛеннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.
Телегин Ю.М. Отчет о геологическом доизучении м-ба 1:50 000 с общими поисками в 1987-1992 гг. Кн. 1. Певек: Чаунское гос. горно-геол. предприятие, 1995. 218 с.
Тильман С.М. Сравнительная тектоника мезозоид севера Тихоокеанского кольца. М.: Наука, 1980. 285 с.
Тихомиров П.Л., Акинин В.В., Накамура Э. Мезозойский магматизм Центральной Чукотки: новые данные U—Pb-геохронологии и их геодинамическая интерпретация // Докл. АН. 2008. Т. 419, № 2.С. 237-241.
Филатова Н.И., Хаин В.Е. Тектоника Восточной Арктики // Геотектоника. 2007. № 3. С. 3-29.
Часовитин М.Д. Объяснительная записка к геологической карте СССР м-ба 1:200 000. Лист R-58-XXXIII, XXXIV M.: Недра, 1966. 53 с.
Шатский Н.С. О тектонике Арктики // Геология и полезные ископаемые Севера СССР. Л.: Главсевморпуть, 1935. С. 149-165.
Шутов В.Д., Коссовская А.Г., Муравьев В.И. и др. Грау-вакки // Тр. Геол. ин-та АН СССР. Вып. 238. М.: Наука, 1972. 345 с.
Bhatia M.R. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones // J. Geol. 1983. Vol. 91, N 6. P. 611-627.
Embry A. Crockerland — the northern source area for the Sverdrup Basin, Canadian Arctic Archipelago // Vorren, E. Berg-sager, O. Dahl-Stamnes, E. Holter, B. Johansen, E. Lie and
T. Lund (eds). Arctic Geology and Petroleum Potential. T. Norwegian Petrol. Soc. Spec. Publ. 1993. Vol. 2. P. 205-216.
Embry A. Crockerland — The Source Area for the Triassic to Middle Jurassic Strata of Northern Axel Heiberg Island, Canadian Arctic Islands // Bull. Canadian Petrol. Geol. 2009. Vol. 57, N 2. P. 129-140.
Gu X.X. Geochemical characteristics of the Triassic Tethys-turbidites in northwestern Sichuan, China: implications for provenance and interpretations of the tectonic setting // Geo-chim. Cosmochim. Acta. 1994. Vol. 58. P. 4615-4631.
Miller E.L., Soloviev A., Kuzmichev A. et al. Jurassic and Cretaceous foreland basin deposits of the Russian Arctic: Separated by birth of the Makarov Basin? // Norwegian J. Geol. 2008. Vol. 20. P. 99-124.
Miller E.L., Toro J., Gehrels G. et al. New insights into Arctic paleogeography and tectonics from U-Pb-detrital zircon geo-chronology // Tectonics. 2006. Vol. 25. P. 1-19.
Nance W.B., Taylor S.R. Rare earth element patterns and crustal evolution — I. Australian post -Archean sedimentary rocks // Geochim. Cosmochim. Acta. 1976. Vol. 40. P 1539-1551.
Nesbitt H.W., Young G.M. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites // Nature. 1982. Vol. 299. P. 715-717.
Pettijohn F.J. Chemical composition of sandstones — excluding carbonate and volcanic sands // U. S. Geol. Surv. Prof. Paper. 1963. N 440-s. 19 p.
Sun Sh.-Su, McDonough W.F. Chemical and isotopic sys-tematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // A.D. Saunders, M.J. Norry (eds.). Magmatism in the ocean basins. Spec. Publ. Geol. Soc. Lond. 1989. N 42. P. 313-345.
Tuchkova M.I., Sokolov S.D., Kravchenko-Berezhnoy I.R. Provenance analysis and tectonic setting of the Triassic clastic deposits in Western Chukotka, Northeast Russia // Stephan Mueller Spec. Publ. 2009. Ser. 4. P. 177-200.
LITHOLOGY AND GEOCHEMISTRY OF RAUCHUA FORMATION SILICICLASTICS (UPPER JURASSIC) IN WESTERN CHUKOTKA
E.V. Vatrushkina, M.I. Tuchkova
The Oxfordian-Kimmeridgian Rauchua Formation deposits compose the lower part of Late Jurassic—Early Cretaceous Rauchua Depression in the Western Chukotka. The results of mineralogical, petrographic and geochemical study of the Rauchua arkosic sandstones and mudstones intraclasts are represented. These clastic sequences are mostly basinal gravity flow deposits derived from mixed sources that include Triassic clastic rocks, Precambrian granitoids and felsic and basaltic volcanic rocks. The Rauchua sandstones contain two types of mudstones fragments. First one is very similar to the Triassic mudstone, second is the host sandstones.
Key words: arkosic sandstones, intraclasts, Rauchua Formation, Upper Jurassic, Western Chukotka.
Сведения об авторах: Ватрушкина Елена Владимировна — мл. науч. сотр. лаб. тектоники океанов и приокеанических зон ГИН РАН, e-mail: evat_095@mail.ru; Тучкова Марианна Ивановна — докт. геол.-минерал. наук, вед. науч. сотр. лаб. тектоники океанов и приокеанических зон ГИН РАН, e-mail: tuchkova@ginras.ru
