Повышенные содержания элементов группы железа в импактитах впадины Эльгыгытгын по сравнению с исходными для них меловыми вулканитами Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (ОЧВП) рассматривались в качестве одного из важных аргументов метеоритного происхождения как импактных расплавов, так и самой впадины. Существует мнение, что в результате обогащения метеоритным Ni импактных расплавов Ni/Cr-отношения в них будут существенно отличаться от наблюдаемых в исходных породах. Величина этого отношения использовалась и в попытках определить состав предполагаемого метеорита [Гуров и Гурова, 1981; Импактиты…, 1981; Капусткина и др., 1985].

Более полный материал по геологии и составу импактитов и вулканитов впадины Эльгыгытгын [Белый, 1998; Белый и Белая, 1998], полученный нами при полевых работах 1991 и 1993 гг., дает возможность рассмотреть поведение Ni, Cr и Co в реальных геологических телах (стратиграфических единицах, дайках) ОЧВП, в разных видах импактных пород из разных местонахождений и в выявленных впервые позднекайнозойских вулканитах.

В элювиально-делювиальных развалах (рис. 1, точки 1, 3, 410, 103) и во вскрытых канавами коренных выходах (рис. 1, т. 1) установлена последовательность образования главных видов импактных пород: импактированный игнимбрит-пемза (вспученный игнимбрит) - шлак (сильно пузыристое стекло плавления) - массивное стекло. Характерная черта импактных пород оз. Эльгыгытгын и его окрестностей - отсутствие зювитов.

Большая часть местонахождений импактитов установлена вокруг озера, близ границы горных склонов и днища впадины Эльгыгытгын-1. Но одно из наиболее интересных элювиально-делювиальных местонахождений импактитов находится вне впадины - т. 103 (рис. 1). По распространению импактитов в нижнеплиоценовых отложениях (см. рис. 1, тт. 107, 108, 119, 10) предполагается, что в долине р. Энмываам (район т. 107), в зоне разломов западного ограничения Мечекрыннэтской вулканоструктуры, находился еще один источник импактитов [Белый, 1998; 2001]. В этих же работах показано, что процесс импактогенеза развивался длительно, в течение раннего плиоцена (5-3.5 млн. лет), что позже было подтверждено данными определения Ar-Ar-возраста массивных стекол и шлаков, взятых из разных местонахождений: 4.38 млн. лет - т. 6; 4.10 млн. лет - т. 103; 3.74-3.58 млн. лет - т. 1; 3.72-3.47 млн. лет - т. 410; 3.57 млн. лет - т. 107; 3.38 млн. лет - т. 3 [Layer, 2000]. На основании этих данных следует вывод, что импактогенез в рассматриваемом районе имеет эндогенную, а не метеоритную природу и каждое элювиально-делювиальное местонахождение импактитов является результатом деятельности местного (локального) очага. Выполненный анализ распределения элементов группы железа является дополнительным аргументом эндогенной природы импактогенеза впадины Эльгыгытгын.

В шлаках и стеклах, помимо обломков импактированных игнимбритов, пемз и принадлежащих им минералов, присутствуют ксенолиты горных пород, неизвестных среди позднемезозойских вулканитов не только впадины Эльгыгытгын, но и ОЧВП в целом - это глинистые сланцы, известняки (т. 1), андезинит (т. 410) и своеобразные вулканиты бонинит-базальт-андезитового ряда размером от нескольких до 50 см. Ксеногенные вулканические породы, а также слой пирокластики (40-50 см, т. 107) сильно пузыристого клинопироксенового магнезиального гиалобазальта в верхней части импактитовых тефровых отложений [Белый, 1998; 2001] свидетельствуют о проявлениях в позднем кайнозое в районе впадины Эльгыгытгын вулканической деятельности, которая началась несколько ранее импактогенеза (K-Ar-возраст андезитовых ксенолитов из т. 3: 5.8±0.5 и 8.2±0.5 млн. лет) и развивалась параллельно с ним до конца раннего плиоцена.

Угловатый обломок пузыристого клинопироксенового бонинита (5x5 см), заключенный в черном импактном стекле, обнаружен в т. 103. Сильно пузыристые афировые гиалобазальты (шлаки) в виде «капель» (5х2.5 см) и более мелких неправильной формы включений в импактном шлаке риолитового состава встречены в т. 1. Это сонахождение базальтового шлака и импактного риолитового шлака сходно с описанными Е.Н. Гриб [1997] вулканическими бомбами контрастного (базальт-риолитового) состава в продуктах извержений Карымского вулкана 2-3 января 1996 г.

Многочисленные обломки - включения угловатой и изометричной формы клинопироксен-плагиоклазовых андезитов и гиалоандезитов обнаружены в тт. 3 и 410. Некоторые ксенолиты представляют собой кластолавы (автомагматические брекчии): фрагменты лавы с пилотакситовой структурой заключены в лаву с гиалопилитовой структурой, а затем те и другие секутся сложно ветвящимися жилками гиалоандезита с мельчайшими кристаллитами плагиоклаза и пироксена.

По химическому составу, диапазону колебаний главных петрогенных оксидов, между импактированными игнимбритами, пемзами и шлаками, с одной стороны, и вулканитами раннемеловой игнимбритовой формации и эргываамской свиты ОЧВП - с другой, устанавливается практически полное соответствие, но отсутствуют аналоги андезитобазальтов коэквуньской свиты [Белый, 1998]. В массивных стеклах плавления колебание содержаний петрогенных оксидов имеет более узкий диапазон, чем в импактных пемзах и шлаках, что свидетельствует о смешивании («гомогенизации») расплавов на заключительной стадии развития импактогенеза. Стекла характеризуются также и самыми низкими потерями при прокаливании.

В отличие от импактитов, ксенолиты позднекайнозойских вулканитов по химическому составу существенно отличаются от близких по содержанию SiO₂ вулканитов ОЧВП. Бонинит и базальты характеризуются высоким содержанием MgO и К₂O, Cr и Ni при пониженном СаО и Na₂O. В целом эти же тенденции химизма прослеживаются и в ксенолитах андезитового состава [Белый, 1998]. В ксенолитах основная масса сложена черным резко гетерогенным по составу стеклом, что является важным дополнительным их отличием от меловых вулканитов.

Отношения Ni/Cr в хондритах L-типа составляют 3.26-3.94 [Дьяконова и др., 1979]. В верхней континентальной коре и в континентальной коре в целом они оцениваются 0.55 и 0.57 соответственно, а в андезитах островных дуг - 0.43 [Тейлор и Мак-Леннан, 1988]; в вулканитах основного состава в верхней части континентальной земной коры Ni/Cr-отношения составляют 0, 56, а кислого - 0.94 [Григорьев, 2003].

В табл. 1 приведены содержания Ni, Cr и Со в разных видах и геохимических группах и местонахождениях импактитов, в позднекайнозойских и меловых вулканитах, распространенных в районе оз. Эльгыгытгын. В подавляющем большинстве Ni/Cr-отношения в меловых и позднекайнозойских вулканитах и в импактитах меньше или колеблются около 1, т.е. такие, как в породах земной коры. Но в базальтах Мечекрыннэтской вулканоструктуры (верхняя энмываамская подсвита) Ni/Cr-отношение составляет 1.67, в базальтах нижней энмываамской подсвиты на р. Энмываам 2.1 и в трех отдельных потоках достигает 2.89, т.е. приближается к хондритовому. В трех главных группах пород наиболее сильно колеблются содержания Ni, а наименее - Со. При этом диапазоны колебаний Ni, Cr и Со увеличиваются в порядке: импактиты-ксенолиты (и тефра) позднекайнозойских вулканитов - меловые вулканиты.

Анализ распределения Fe₂O₃ , MgO, Ni, Cr и Со показывает:

а) в меловых вулканитах (рис. 2) содержание Fe₂O₃ всегда выше MgO, меловые базальты принадлежат к низко- и умеренномагнезиальному типу. Кайнозойские базальтоиды, напротив, являются магнезиальными и высокомагнезиальными. Ксенолиты андезитов по содержанию и соотношению MgO и Fe₂O₃ близки к меловым вулканитам. Импактиты в большинстве своем наследуют черты меловых игнимбритов;

б) по содержаниям Ni и Cr вулканиты четко делятся на две группы (см. рис. 2). К первой относятся меловые породы игнимбритовых формаций и двупироксеновые андезитобазальты коэквуньской свиты, характеризующиеся низкими содержаниями Ni и Cr при постоянном преобладании Cr над Ni. Ко второй группе - меловые оливиновые и оливинсодержащие лавы энмываамской свиты, дайка оливиновых керсантитов и позднекайнозойские базальтоиды, отличающиеся резким повышением содержания этих элементов. По Ni между меловыми и позднекайнозойскими базальтоидами существенных различий нет. Но в оливиновых и оливинсодержащих низко- и умеренно-магнезиальных меловых лавах Ni/Cr-отношения обычно больше 1, а в клинопироксеновых магнезиальных и высокомагнезиальных позднекайнозойских базальтоидах меньше 1 (табл. 1, рис. 3). Следовательно, величина накопления Ni в расплаве, вероятно, зависела прежде всего от условий, благоприятных для кристаллизации оливина и в меньшей мере от общего содержания MgO. Ксенолиты андезитового состава занимают промежуточное положение между рассмотренными двумя группами пород. Выявленное разделение вулканических пород по содержанию в них Ni и Cr совершенно не прослеживается в распределении Со: во всех вулканитах кислого и среднего составов и в подавляющей части импактитов содержание Со выше, чем Ni и Cr, а в базальтоидах - ниже;

в) в импактитах в трети приведенных выборок (табл. 1, рис. 2) содержания Ni и Cr повышены против средних значений их в породах меловых игнимбритовых формаций. По содержанию Со различия между импактитами и меловыми игнимбритами нет. В трех случаях (см. табл. 1, рис. 3) Ni/Cr-отношение в импактитах больше 1. Это массивные стекла т. 103, шлаки умеренно кислого состава т. 1 и массивные стекла из террасовых отложений тт. 107, 108, 119, т.е. тех объектов, где в сонахождении с импактитами установлены поздекайнозойские базальтоиды, хотя в самих базальтоидах Ni/Cr-отношение меньше 1. Еще более выразительно эта особенность распределения Ni и Cr проявлена в отдельных образцах импактитов с максимальными содержаниями Ni. Так, в местонахождении 103, где обнаружен ксенолит бонинита с самыми высокими содержаниями Ni 200.7 и Cr 247.0, в импактированном игнимбрите содержания Ni 14.5 (Ni/Cr = 1.64), в пемзе - Ni 23.9 (Ni/Cr = 3.98), в массивном стекле Ni 57.6 (Ni/Cr = = 2.77). В террасовых отложениях, где обнаружен слой базальтовой тефры (т. 107, Ni 75.26, Cr 156.6), в обломке массивного риолитового стекла (обр. 108-5) содержание № 18.9 (Ni/Cr = 1.59). В импактном шлаке риолитового состава, заключающем «капли» гиалобазальта (т. 1, Ni 46.84, Cr 60.64), содержание Ni 8.33 (Ni/Cr = 0.62), что более чем в два раза превышает содержания его в обнаруженных рядом аналогичных по составу обломках шлаков, а в шлаке дацитового состава в канаве К-1 Ni 26.2 (Ni/Cr = 3.03).

Таким образом, степень обогащения импактитов (прежде всего стекол и шлаков) Ni тесно связана с величиной содержания Ni в позднекайнозойских базальтоидах. Обычно, параллельно с этим в импактитах увеличивается и содержание Cr, но в заметно меньших количествах, чем Ni, мигрировавшего, вероятно, более легко. Механизм обогащения Ni и Cr импактитов неясен. Но о высокой способности Ni мигрировать в восстановительной обстановке говорят находки самородного Ni в газовых возгонах Большого трещинного Толбачинского извержения [Главатских и Трубкин, 2003]. Следовательно, обогащение Ni импактитов Эльгыгытгына не может быть доказательством присутствия в них следов метеоритного вещества.

Образование импактитов впадины Эльгыгытгын вследствие взрывного высокобарного метаморфизма и плавления пород меловых игнимбритовых формаций можно считать в настоящее время общепризнанным. В районе оз. Эльгыгытгын суммарная мощность раннемеловой игнимбрито-вой формации ОЧВП не превышает 2000 м. Судя по особенностям петрографии и химическому составу импактированных игнимбритов и пемз, импактитообразование происходило на глубинах не более 1000 м.

Расплавы позднекайнозойских базальтоидов, ассоциирующих с импактитами, могли образоваться при плавлении либо мантийных пород, либо высокомагнезиальных основных пород, закристаллизованных в периферическом или промежуточном магматическом очаге, функционировавшем в период излияния базальтов энмываамской свиты.

Итак, формирование впадины Эльгыгытгын сопровождалось разноглубинными эндогенными процессами: вулканизмом, очаги которого могли быть в мантии или в нижней коре, и близповерхностным импактогенезом.

Предполагается, что высокий энергетический уровень импактогенеза могли обеспечить взрывы в потоках глубинных флюидов. Формирование очагов импактогенеза было следствием многоактной детонации, возможно, инициированной взаимодействием флюидов с атмосферным кислородом. Последовательность импактированный игнимбрит - пемза - шлак - массивное стекло отражает главные стадии развития очага. Так, стадия пемзы отвечает началу, а шлака - полному плавлению исходных пород и максимальной флюидизации импактного расплава. Стадия массивного стекла связана с потерей расплавом летучих, его «гомогенизацией» и сопровождалась общим снижением восстановленности флюида [Фельдман и Летников, 1986].

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Гуров Е.П., Гурова Е.П. Геологическое строение и ударный метаморфизм вулканогенных пород метеоритного кратера Эльгыгытгын. Киев: ИГН АН УССР, 1981. 61 с.

2. Импактиты / Под ред. А.А. Маракушева. М.: Изд-во МГУ, 1981. 204 с.

3. Капусткина И.Г., Колесов Г.М., Фельдман В.И. // ДАН. 1985. Т. 280. № 3. С. 755-759.

4. Белый В.Ф. // Петрология. 1998. Т. 6. № 1. С. 96-110.

5. Белый В.Ф., Белая Б.В. Поздняя стадия развития Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998. 108 с.

6. Белый В.Ф. // Геоморфология. 2001. № 1. С. 31-41.

7. Layer P.W. Argon-40/argon-39 age of the El'gygytgyn impact event, Chukotka, Russia // Meteoritics and Planet. Sci. 2000. V. 35. P. 591-599.

8. Гриб E.H. // Вулканология и сейсмология. 1997. № 5. С. 71-96.

9. Дьяконова М.И., Харитонова В.Я., Явнель А.А. Химический состав метеоритов. М.: Наука, 1979. 68 с.

10. Тейлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора: ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.

11. Григорьев Н.А. // Геохимия. 2003. № 7. С. 785-792.

12. Главатских С.Ф., Трубкин Н.В. // ДАН. 2003. Т. 389. №2. С. 231-234.

13. Фельдман В.И., Летников Ф.А. // Вестн. МГУ. Сер. 4. Геология. 1986. № 4. С. 40-49.